faible profondeur, sous 2 à 3 mètres de graves holocènes (M. Bouvard, communication personnelle). Cela signifie que le seuil n'était pas le point contrôlant la sédimentation fine dans le bassin de Cluses.

L'analyse des documents présentant les résultats des investigations géotechniques effectuées lors de la construction de l'autoroute Blanche n'apporte que peu de compléments : dans le bassin de Cluses, l'autoroute n'a été implantée que très pontuellement dans la plaine d'inondation de l'Arve ; la reconnaissance géologique des dépôts fluviatiles n'a intéressé que les 2 à 3 premiers mètres composés de sédiments fins d'inondation surmontant les graves holocènes. La plus grande partie du parcours de l'autoroute s'effectue sur les cônes de déjections anciens des torrents issus du massif calcaire du Genevois et édifiés sur la rive gauche de l'Arve : les études géotechniques ont été un peu plus poussées et entreprises sur les dix mètres supérieurs du remblaiement ; elles mettent en évidence la prédominance de formations limoneuses à argileuses contenant fréquemment des horizons organiques. On retrouve des épisodes graveux intercalés dans les dépôts fins. Ils témoignent probablement de phases très énergiques de construction des cônes. La prédominance de sédiments fins dans les dépôts des cônes de déjection n'est pas surprenante, une grande partie des bassins versants torrentiels étant implantée dans les flyschs et marnes miocènes.

### 4.2.2 : Les sondages en bordure du lit mineur de l'Arve.

La série de sondages effectués en 1956 et surtout 1981 en bordure du lit mineur de l'Arve, après la dramatique incision de la rivière, fournit des informations de premier ordre sur les dépôts fins. Leur profondeur respective varie entre 10 et 16 mètres. Les résultats de ces sondages ont été recensés sur la figure 1.22 : par souci de simplification, on n'a différencié dans la légende que les dépôts indicateurs d'environnements fortement ou faiblement énergiques. Des dépôts caractéristiques de milieux calmes ont été mis en évidence sur onze des douze sondages étudiés. Leur épaisseur est très variable : elle va de quelques décimètres (80 cm pour S3) à 13 mètres (S8). Dans tous les cas, les formations sablo-limoneuses recouvrent des graviers et galets à matrice sableuse, apparemment identiques aux graves holocènes de la partie supérieure du remblaiement. Sur le sondage S9, on notera l'absence de dépôts fins ; deux raisons peuvent l'expliquer : 1) le fait qu'ils ne se soient pas déposés en raison de la persistance d'un environnement trop énergique ; 2) une phase d'érosion postérieure au dépôt, lors de la mise en place de la formation grossière supérieure, peut également avoir favorisé leur disparition.

La comparaison des pentes actuelles de la rivière avec celles antérieures à la profonde incision des formations graveleuses superficielles confirme les résultats des sondages mécaniques : sur la figure 1.22, on a corrélé graphiquement les pentes de l'Arve tirées des levés de la ligne d'eau de 1912 et 1981 et les sondages effectués dans le lit mineur. Il apparaît que globalement la pente de l'Arve a diminué entre 1912 et 1981 ; de plus, c'est dans les sections où les sédiments fins sont les plus épais et composent le lit de l'Arve actuelle que la réduction de pente est la plus sensible. Cette démonstration est conforme aux observations empiriques d'Henderson (1961) mettant en évidence la décroissance de la pente d'équilibre des cours d'eau avec la granulométrie des sédiments du lit et le débit. Les pentes locales sont donc un bon indicateur des sections de la rivière où les sédiments fins sont les plus épais. Elles confirment la présence d'une bande graveuse de plus forte activité hydrodynamique dont le tracé est actuellement inconnu, mais que le cours contemporain de l'Arve recoupe dans deux sections.

L'étude de l'évolution altitudinale du sommet du remblaiement fin montre l'existence d'une pente amont-aval. Trois hypothèses peuvent être avancées pour expliquer cette pente : 1) elle pourrait témoigner de l'existence d'une ancienne plaine alluviale antérieure à la mise en place du remblaiement graveux ; 2) elle pourrait être le témoin d'une surface de ravinement, mise en place lors de l'arrivée massive des sédiments graveux holocènes dans le bassin de Cluses ; 3) elle
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**Figure 1.22** : Sondages effectués dans le lit mineur de l'Arve mettant en évidence la présence des dépôts fins, intercalés entre des formations graveleuses ; noter que les pentes actuelles sont les plus faibles dans les secteurs où les sédiments fins sont les plus épais.
peut également être indicatrice d'une surface de ravinement postérieure à l'arrivée des graviers holocènes, lors d'éventuelles fluctuations altitudinales du plancher alluvial ; on verra plus loin qu'une profonde incision semble s'être produite au moins une fois pendant les derniers millénaires. Seul un nivellement des affleurements fins permettra de préciser la topographie exacte de la formation fine et de repérer d'éventuelles surfaces de ravinement ; ajoutons immédiatement que les observations effectuées *in situ* indiquent que le comblement graveleux a fossilisé les formations fines sans les éroder profondément.

L'analyse détaillée de la lithologie des sondages montre que des dépôts organiques sont présents à différentes profondeurs : au droit du sondage S6, les sédiments seraient tourbeux sur une épaisseur de 7,80 mètres, sauf une petite passée de graviers sableux d'environ 40 centimètres dans le tiers supérieur de la carotte; au droit du sondage S8, la tourbe prédominerait sur les deux mètres supérieurs, puis deviendrait plus limoneuse vers la base du profil. Les sondages montrent également que le sommet du remblaiement est composé de sédiments fortement tourbeux, même lorsqu'ils reposent directement sur des formations graveleuses. En raison de leur forte cohésion, ces sédiments organiques ont dans un premier temps ralenti l'incision contemporaine de l'Arve (Sogreah, 1981a). Il semble donc qu'une période de paludification caractérise la phase terminale du remblaiement sédimentaire fin ; on verra plus loin quelle peut être la signification de ce changement de dynamique.

## 4.3 : Etude expérimentale des formations fines.

### 4.3.1 : L'image CM des dépôts.

Cinq sondages à la tarière ont été effectués dans les dépôts fins ; ils ont été implantés en bordure de la rivière. Quatre l'ont été sur l'Arve et le dernier au confluent du Giffre. Leur position est indiquée sur la figure 1.24. A la différence de l'étude des paléoméandres de la basse vallée de l'Arve, le caractère très linéaire des zones d'affleurement dans le chenal incisé de l'Arve et la présence d'une couverture superficielle tourbeuse quasi-continue ne permettaient pas de déterminer la nature de l'unité géomorphologique explorée. Les sondages à la tarière ont donc été implantés au hasard et régulièrement répartis sur la section étudiée. La faible épaisseur des coupes incisant les sédiments fins n'a pas permis d'étudier en détail les structures sédimentaires des dépôts ; cependant, un transect perpendiculaire à l'Arve, résultant de l'incision du torrent de Scionzier a permis de fournir quelques premiers renseignements. On a régulièrement prélevé des échantillons de sédiments dans la coupe et les sondages pour analyse de texture. Ils ont permis de construire l'image CM des dépôts.

La figure 1.23 présente l'image CM des sédiments fins du bassin de Cluses. Une centaine d'analyses granulométrique a permis de la construire ; on a différencié les échantillons prélevés dans chacun des sondages. On observe immédiatement que l'image CM est typique d'un modèle fluviatile. On retrouve les sections caractéristiques d'un diagramme de courants de traction ; on notera, comme sur les diagrammes des paléoméandres de la basse vallée de l'Arve, le nombre très réduit de points figurant en dehors de l'image présentée :

1) les sections OP et PQ de l'image, indicatrices d'une plus ou moins forte proportion de matériaux roulés dans les dépôts, sont présents. Les matériaux ont à la fois été prélevés dans la coupe du torrent de Scionzier et dans les sondages. Le nombre relativement réduit d'analyses effectuées dans ces tronçons a nécessité une interprétation des contours de la partie supérieure de l'image CM qui est probablement critiquable ; de nouvelles données permettront de les préciser avec une plus grande exactitude. La grossièreté de ces dépôts témoigne de leur transport dans un chenal ;
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**Figure 1.23** : Image CM des dépôts fins remplissant le bassin de Cluses ; elle met en évidence un diagramme indicateur de courants de traction, typique des sédiments fluviatiles.
Sondage Giffre

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Sondage Arve 1

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Sondage Arve 2

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Sondage Arve 3

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<20 microns 200-500 microns

20-50 microns 500-2000 microns

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500-2000 microns

>2000 microns

<figure><img src="image_46.png" /><figcaption>Figure 1.24 : Bassin de Cluses : résultats des analyses granulométriques de cinq sondages effectués sur l'Arve et au confluent du Giffre.</figcaption></figure>
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<figure><img src="image_51.png" /><figcaption>Figure 1.25 : Interprétation sur l'image CM, des processus de transport et de dépôt des sédiments prélevés sur les cinq sondages du bassin de Cluses.</figcaption></figure>
2) le tronçon QR indicateur d'un transport en suspension graduée est par contre parfaitement défini par un grand nombre de points. Ici encore, les dépôts ont été prélevés à la fois sur la coupe du torrent de Scionzier et sur différents sondages. Les limites inférieures et supérieures Cu et Cs du tronçon QR sont respectivement de 200 et 700 microns ; ces dépôts sont des indicateurs probables de la proximité d'un chenal ;

3) le tronçon RS de l'image est mis en évidence par de nombreux échantillons prélevés sur plusieurs sondages. Il indique le dépôt de sédiments transportés en suspension uniforme. On observera la faible valeur de la médiane de ces dépôts, ce qui signifie une quasi-absence de turbulence au contact du fond lorsque la sédimentation s'est produite ;

4) on peut également classer les matériaux les plus fins en fonction de leur degré de triage (éloignement par rapport à la droite de tri parfait C=M) : 1) on retrouve le tronçon RR' mis en évidence lors de l'étude de cas précédente ; il se développe approximativement parallèle à C=M ; 2) l'image CM met également en évidence des matériaux très mal triés et de médiane très faible (inférieure à 10 microns) caractéristiques d'un dépôt dans des environnements extrêmement calmes.

### 4.3.2 : Les faciès sédimentaires.

Sur la figure 1.24, on a synthétisé les résultats des analyses sédimentologiques effectuées sur les 5 sondages à la tarière. Les sondages n'ont pas reliés entre eux par des cotes d'altitude ; ils sont organisés de l'amont vers l'aval sur la figure présentée. Les sédiments très fortement tourbeux n'ont pas été analysés, même s'ils contenaient un pourcentage non négligeable de matière minérale. Une analyse sommaire montre immédiatement que les lithofaciès mis en évidence par ces sondages sont très différents les uns des autres. Il semble donc que chacun des sondages soit caractéristique d'un processus de sédimentation et probablement d'une unité de dépôt déterminée. L'objectif de cette étude est d'analyser quels sont ces processus et dans la mesure du possible, de tenter d'établir de quelle unité géomorphologique ils sont caractéristiques.

#### a) Le sondage du confluent Giffre (SG).

Ce sondage est le plus profond que l'on ait pu effectuer à la tarière à main ; il a été poursuivi jusqu'à une profondeur de 5,50 mètres. La grande profondeur atteinte s'explique par le caractère relativement sableux des dépôts, ce qui n'a pas été le cas sur les autres sondages. Trois séquences de sédimentation ont été mises en évidence :

1) à la base du sondage (séquence c), on trouve des dépôts extrêmement fins, auxquels sont associés de nombreux débris de végétaux (roseaux, racines ?). Leur grande compacité n'a pas permis que l'on poursuive le sondage jusqu'aux limites imposées par le matériel (6,20m). Le pointage des échantillons sur l'image CM montre qu'ils sont issus de suspension pélagique (Figure 1.25), c'est à dire d'un environnement en eau (au moins temporairement), très calme (absence de courant au moment du dépôt), donc à l'écart des flux de débordement d'un éventuel chenal. Il est probable que la sédimentation minérale s'est produite dans un marais ; la faible teneur en matière organique des dépôts atteste un taux de sédimentation élevé ;

2) un remblaiement de sable fin à sable limoneux d'une épaisseur de 3,70 mètres constitue la plus grande partie des dépôts du sondage SG (4 séquences a.b). Les analyses de texture montrent qu'ils sont organisés en une superposition de "séquences d'affinement vers le haut" ("upward fining sequences"), au nombre de quatre. Cela suggère une série de pulsations d'un écoulement permettant la mise en place de sable fin, puis une baisse progressive de l'énergie du flux et l'affinement des dépôts. L'image CM montre que les dépôts les plus grossiers ont été transportés en suspension
graduée. Les sédiments situés au sommet de chaque séquence sont issus de suspension uniforme ; la très faible valeur de leur médiane démontre la quasi-absence de turbulence au contact du fond lorsque le dépôt s'est produit. L'interprétation en terme d'unité de sédimentation est difficile, d'autant plus que le caractère unidimensionnel du sondage ne permet pas d'avoir une image de la géomorphologie des dépôts : il pourrait éventuellement s'agir d'une sédimentation dans un chenal secondaire, remis périodiquement en eau. La puissance du dépôt, le nombre des séquences d'affinement, la persistance de courants de traction suggèrent la longue durée de vie de ce chenal et son exhaussement sur lui-même, ce qui témoignerait d'une migration latérale faible, voire absente ;

3) le sommet du remblaiement est composé de matériaux très fins qui, comme à la base, sont riches en débris végétaux (séquence c). Un horizon tourbeux a même été repéré au cours du sondage. La finesse des dépôts qui sont issus de suspension pélagique prouve l'absence de tout courant au moment où la sédimentation s'est produite ; la richesse en matière organique et notamment le niveau tourbeux démontre que l'on se trouve probablement en présence d'un environnement aquatique (au moins temporairement) et atteste une faible profondeur des eaux, nécessaire pour que la tourbification se produise. Ajoutons qu'un échantillon de tourbe prélevé à quelques dizaines de mètres du sondage, à la surface de la formation fine a fait l'objet d'une analyse palynologique : la forte proportion de pollens d'arbres (77%) "évoque un espace boisé où dominent le pin (28,7%) et le noisetier (22,7%), la chênaie mixte étant également présente avec l'association du chêne (6,6%), de l'orme (7,8%) et du tilleul (1,8%)" (Argant, 1986, in litteris). Le sapin et le hêtre sont très faiblement représentés (0,6% chacun). L'interprétation du sommet du remblaiement peut être double : il pourrait s'agir soit du remblaiement d'un bras mort par des sédiments d'inondation dans le cas d'un supposé chenal secondaire, soit d'une sédimentation dans une section abritée de la plaine d'inondation (marécage peu profond).

Sur le cône alluvial du Giffre, des formes de ravinement peu profondes, incisant la surface des dépôts fins, ont été mises en évidence (Figure 1.26). Elles sont fossilisées par des matériaux graveleux, cimentés par des concrétions riches en oxyde de fer. Une quinzaine de ces formes ont été observées. Elles ont toutes une orientation Nord-Sud et pourraient témoigner de la phase de fossilisation des sédiments fins par les graviers holocènes. Celle-ci serait intervenu lors de l'arrivée dans le marécage, d'un chenal fortement actif du Giffre. Dans ce cas, le cours d'eau, au sortir de sa gorge, se serait écoulé beaucoup plus à l'ouest qu'actuellement. On ne peut non plus totalement exclure que ces formes de ravinement aient été sculptées lors d'une phase d'incision plus récente de la rivière.

b) Le sondage S4 sur l'Arve.

Le sondage S4 a été effectué à l'aide d'un carottier mu par une tarière à moteur. Il a été positionné sur la base des renseignements fournis par le sondage n° 8 (voir Figure 1.22), qui mettait en évidence des sédiments riches en tourbe. L'objectif de ce sondage était, outre l'étude sédimentologique, d'échantillonner de la matière organique à différentes profondeurs, afin de déterminer un taux d'aggradation de la plaine alluviale. Il a atteint la profondeur maximum de 4,60 mètres, les sédiments trop compacts ne permettant pas de poursuivre le sondage plus profondément. Deux séquences de sédimentation ont été mises en évidence :

1) les 2,20 mètres inférieurs du sondage sont constitués de matériaux très fins, où prédomine la fraction argileuse (séquence c). Leur positionnement sur l'image CM montre qu'ils se sont déposés dans un milieu dépourvu de courant (Figure 1.25). Dans la partie basse de la séquence, les sédiments sont essentiellement minéraux, en dépit de multiples intercalations végétales peu épaisses à différentes hauteurs du profil. Entre 2,90 et 3,00 mètres de profondeur, un niveau très
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Figure 1.26 : Formes de ravinement à la surface des formation fines, au confluent du Giffre (photographies de l'auteur).
tourbeux a été mis en évidence, marquant un ralentissement de la sédimentation minérale et la persistance d'un milieu anaérobie ; il a été masqué par une nouvelle séquence de 50 centimètres de dépôts fins, issus de suspension pélagique. La texture très fine des dépôts suggère que l'on se trouve en présence d'un milieu éloigné d'un chenal, inondé lors des crues ; la présence de fines intercalations organiques et d'une séquence tourbeuse de plusieurs décimètres serait indicatrice d'un milieu aquatique peu profond, inondé une grande partie de l'année ;

2) la partie supérieure du sondage met toujours en évidence des dépôts à dominante argileuse, ce qui confère une valeur très faible à la médiane des échantillons analysés (séquence b) ; cependant, ils diffèrent de la séquence basale par leur percentile le plus grossier C, voisin de la valeur limite Cu (200 microns). Il s'agit donc de sédiments issus de suspension uniforme (Figure 1.25). L'autre caractéristique de ces dépôts est la présence dans tous les échantillons de débris végétaux nous ayant obligé à systématiquement les détruire à l'eau oxygénée préalablement aux analyses de texture ; deux niveaux de tourbe peu épais ont été mis en évidence et témoignent de la persistance d'une phase d'inondation. Dans la séquence supérieure du sondage, il semble donc que l'on se trouvait dans un milieu densément végétalisé. L'absence d'une analyse palynologique des sédiments ne permet pas de dire avec certitude s'il s'agissait d'un milieu aquatique ou terrestre. L'image CM suggère qu'il pourrait s'agir d'un milieu terrestre recevant des dépôts issus de courants de traction (suspension uniforme fine), relativement marginal par rapport à la source des flux.

Deux prélèvements de matière organique ont été effectués à différentes profondeurs dans le sondage S4 : le premier était composé de matériaux ligneux (branchages ?) déposés à la cote -4,40 mètres, le second de tourbe à la profondeur de -1,15 mètre. L'analyse radiocarbone des dépôts végétaux a respectivement fourni les dates suivantes : 9760 ± 100 B.P. (GIF-7255) pour le bois et 8620 ± 90 B.P. (GIF-7254) pour la tourbe. Il y a donc bien eu aggradation progressive de la plaine alluviale de l'Arve, avec dépôt préférentiel de sédiments fins. La différence d'âge entre les deux niveaux mettrait en évidence un taux d'aggradation moyen de 0,29 m/100 ans (0,24 à 0,34 m/100 ans, si l'on se place aux bornes des intervalles). A titre de comparaison, Smith (1973) a mis en évidence des taux d'aggradation moyens variant de 0,05 m à 0,30 m/100 ans dans la plaine d'inondation du cours supérieur de la Nord Saskatchewan (Alberta), rivière déposant un abondante charge fine dans sa plaine alluviale ; ils sont de l'ordre de 0,30 à 1,00 m/100 ans dans le bassin intra-montagnard du cours supérieur de la Columbia River (Colombie Britannique) (Smith, 1983). Cependant, il est nécessaire de regarder avec circonspection la valeur du taux d'aggradation mis en évidence sur l'Arve, sa signification demeurant limitée : en effet, il est probable que l'aggradation n'a pas été continue dans le temps et cette valeur moyenne n'exclut pas des périodes de construction extrêmement active de la plaine d'inondation et une élévation beaucoup plus rapide de son niveau ; on peut également ajouter qu'outre la variabilité temporelle de la vitesse d'édification de la plaine alluviale, il existe également une variabilité spatiale de sa vitesse de construction liée à la plus ou moins grande proximité de l'axe des flux.

### c) Le sondage S2 sur l'Arve.

Le sondage S2 est particulièrement intéressant car il met en évidence une phase de fort hydrodynamisme, insérée au milieu de dépôts caractéristiques d'un sédimentation dans un milieu d'eau stagnante. De bas en haut, on observe les successions sédimentaires suivantes :

1) des dépôts fins, bien classés (tronçon RR' de l'image CM) indiquant la sédimentation par classes de taille de particules issues de courants de traction, après un ralentissement dans une nappe d'eau stagnante ou circulant à vitesse réduite (séquence e);
2) un changement brutal de dynamique marque le début de la séquence suivante (double séquence d.e). Une phase temporaire fortement énergique se produit, avec mise en place d'une sédimentation sableuse sur une épaisseur de 1,10 mètre. Une phase de repos, représentée par un horizon tourbeux peu épais, montre que la sédimentation sableuse résulte de phases d'apport multiples. L'étude des processus de transport et de dépôt sur l'image CM met en évidence l'appartenance des échantillons au tronçon PQ, indicateur d'un mélange de sédiments transportés en suspension graduée et de quelques grains roulés. Ce type de dépôt indiquerait la grande proximité d'un chenal transportant une charge probablement graveleuse ;

3) La sédimentation sableuse est brutalement interrompue (séquence c) ; une nouvelle séquence de dépôts très fins (tronçon T de l'image CM) et surtout organiques recouvre les sables sous-jacents. Ce changement du mode de dépôt et de la nature des sédiments signifie une forte diminution des apports minéraux, véhiculés par des écoulements disposant d'une faible énergie, ce qui suggère que l'axe fournissant les sédiments a brusquement changé de cours (avulsion d'un chenal ?).

La séquence sédimentaire représentée dans le sondage S2 semble caractéristique d'un épandage temporaire de sable grossier dans un marécage, suite à la rupture ponctuelle d'une berge. Il semble qu'elle puisse être comparée au faciès à "épandage de brêche" (du terme anglo-saxon "crevasse splay") mis en évidence sur certains types de cours d'eau à méandres (Reineck et Singh, 1973) et anastomosés (au sens de Smith, 1973 ; voir plus loin) qui, incisant les levées, favorisent la pénétration des eaux de débordement dans les bassins de crues de la plaine d'inondation.

### d) Les sondages S1 et S3 sur l'Arve.

Les sondages S1 et S3 apportent quelques renseignements complémentaires sur les milieux sédimentaires du bassin de Cluses, en dépit des profondeurs relativement réduites atteintes :

1) le sondage S3 a été stoppé à la profondeur de 2,60 mètres par un niveau graveleux impossible à perforer avec une tarière à main. Les sédiments composant les derniers décimètres du sondage sont des sables grossiers et granules transportés en suspension graduée et par roulage (tronçon OP de l'image CM). On observe un affinement rapide des sédiments vers le haut du carottage ; les sables et granules sont remplacés par des dépôts extrêmement fins de débordement, mis en place dans une nappe d'eau stagnante, ainsi que par de la tourbe. La grossièreté des dépôts de la base du sondage, leur faible épaisseur semblent indiquer que l'on se trouve en présence d'un colmatage de chenal graveleux, après son abandon et isolement brutal des flux minéraux les plus grossiers (avulsion, recoupement d'une sinuosité ?);

2) le sondage S1 met en évidence un milieu très différent du précédent puisque la totalité du sondage a été effectuée dans des formations fines. A sa base, des tourbes très compactes ont stoppé nos investigations à une profondeur de 2,50 mètres. Elles sont surmontées de 1,25 mètre de sédiments minéraux, pauvres en matière organique. Les analyses granulométriques effectuées sur ces dépôts ont montré qu'ils étaient bien classés et appartenaient au tronçon RR' de l'image CM, indiquant un sédimentation dans un plan d'eau par ralentissement progressif d'une suspension transportée par des courants de traction. Leur texture est limoneuse et n'a que très légèrement variée dans le temps, ce qui indique des conditions hydrodynamiques relativement stables lors des multiples phases de dépôt. Le sommet du remblaiement est constitué principalement de tourbe qui démontre une évolution autogénique du site. Le sondage S1 a été interprété comme mettant en évidence différentes phases de remblaiement d'un marécage peu profond, isolé, pendant certaines périodes, des écoulements chargés de matière en suspension, comme l'indique le développement de multiples niveaux tourbeux.
e) La coupe du torrent de Scionzier.

L'incision du torrent de Scionzier à sa confluence avec l'Arve a permis de disposer d'une coupe d'environ 30 mètres de longueur et de 2,50 mètres de hauteur, disposée perpendiculairement au cours actuel de l'Arve. Malheureusement, son mauvais état de conservation dû à de nombreux éboulements nous a empché d'en faire une représentation complète. Néanmoins, des observations ponctuelles ont pu être réalisées sur deux coupes partielles distantes d'environ huit mètres. Trois niveaux ont été mis en évidence (Figure 1.27):

1) à la base des deux coupes, on observe la présence d'une formation graveleuse, les plus gros éléments ayant une dimension décimétrique. Le prolongement de la coupe sur l'Arve en amont du confluent a permis d'observer l'existence d'un phénomène d'imbrication des galets (tuilage). Sachant que dans les phénomènes de tuilage, le grand axe des matériaux est disposé perpendiculairement au courant, il a été possible de déduire la direction de l'écoulement : il se dirigeait de l'est vers l'ouest, ce qui tendrait à démontrer que c'est bien l'Arve qui a construit ces dépôts ; par ailleurs, la présence de nombreux galets cristallins originaires du massif du Mont-Blanc atteste la validité de l'analyse. Les dépôts graveux sont recouverts de 20 à 40 centimètres de sédiments sableux, grossiers à la base ; ils s'affinent rapidement vers le haut. Le caractère trop ponctuel des coupes observées n'a pas permis de distinguer les structures sédimentaires. Des analyses de texture effectuées sur ces matériaux montrent qu'ils sont pour la plupart issus d'un transport en suspension graduée (voir Figure 1.23). Les plus grossiers d'entre-eux contiennent de nombreux grains roulés, comme en témoigne leur appartenance au tronçon OP de l'image CM. En dépit du caractère partiel de ces observations, il semble que l'on puisse interpréter ces dépôts comme étant ceux d'un banc graveux disposé dans un chenal ; il n'a malheureusement pas été possible de préciser à quel type de banc on avait affaire ;

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**Figure 1.27** : Coupe dans les dépôts fins holocènes, perpendiculaire à l'Arve, (confluence du torrent de Scionzier).
2) des dépôts de chenal mis en place par des courants de traction extrêmement énergiques, on passe sans transition à des dépôts de débordement limono-argileux finement lités et à structure horizontale. Leur épaisseur moyenne est d'environ 1,50 mètre dans le chenal et ne dépasse pas 0,80 mètre sur le banc. L'analyse des dépôts montre que la sédimentation fine s'est produite en deux phases : 1) dans le chenal en eau se sont accumulés, d'abord des dépôts organiques, témoins d'une phase de forte autogénie, puis des limons argileux très fins (tronçon T de l'image CM). Les matériaux ne semblent pas s'être sédimentés sur le banc : en effet, il semble peu probable qu'ils aient été érodés lors d'une phase de dynamique active, comme l'indique l'absence de dépôts témoignant d'un tel épisode. La première phase de colmatage du chenal dans un plan d'eau stagnante est close par un dépôt de sable fin qui marque le retour temporaire d'un écoulement plus actif ; 2) une seconde séquence de 0,70 à 0,80 mètre de limons de débordement extrêmement fins fossilise le chenal et le banc. Quelques fines intercalations d'épaisseur millimétrique de matériaux plus sableux apparaissent dans ces dépôts, traduisant très probablement des phases hydrodynamiques plus énergiques que les autres. Des débris de bois et en particulier un tronc d'arbre d'environ 70 à 80 centimètres de diamètre sont enfouis dans les sédiments fins. De nombreuses noisettes et glands parfaitement conservés ont été retrouvés dans les formations fines ; elles attestent le caractère terrestre du milieu de sédimentation (ou en tout cas de sa grande proximité). Une datation radiocarbone a été effectuée sur l'un des débris organiques situé à proximité de la surface (Figure 1.27) ; il a indiqué une date de 8570 ± 90 ans (GIF-7256). La comparaison de cette datation avec celle obtenue à 1,15 mètre de profondeur sur le sondage S4 montre qu'elles sont approximativement contemporaines ;

3) la formation fine est enfouie sous les sédiments grossiers du remplissage graveleux holocène, au sommet duquel coulait l'Arve il y a une cinquantaine d'années. Le changement stratigraphique brutal marque la rupture géomorphologique. La fréquence des débris organiques et en particulier la présence de nombreux troncs à l'interface graves/dépôts fins suggère que la recrudescence de la torrentialité est responsable d'une phase d'intense abattage de la forêt alluviale. Cette observation a d'ailleurs été répétée à de nombreuses reprises dans diverses excavations du bassin de Cluses. Les troncs que l'on a pu observer étaient disposés parallèlement à l'axe d'écoulement principal probable. De plus, les coupes étudiées indiquent que l'arrivée des graviers holocènes n'aurait pas provoqué d'intense ravinement à la surface des formations fines. L'âge des troncs identifierait donc la période à laquelle le changement de modèle géomorphologique s'est produit dans le bassin de Cluses, soit au début du Boréal.

### 4.3.3 : Essai de reconstitution du paléoenvironnement fluvial.

Les résultats recueillis au cours de cette première approche de la dynamique de la sédimentation fine dans le bassin de Cluses permettent d'esquisser une première ébauche de reconstitution du paléoenvironnement fluvial, il y a 9000 ans. Certaines des interprétations qui vont suivre pourront paraître audacieuses, étant donné le caractère très partiel des éléments dont l'on a disposé. En effet, il est périlleux de reconstituer un paléoenvironnement fluvial à partir de quelques sondages épars, d'autant plus que l'on ne dispose d'aucune connaissance de l'ancien tracé en plan de la rivière. Les reconstitutions de paléodynamique fluviale doivent être basées sur le triple examen de la géomorphologie (tracé en plan, géométrie du chenal, pente...), des structures sédimentaires et de la texture des dépôts (Reineck et Singh, 1973). De plus, il est nécessaire de baser l'argumentation sur un connaissance tri-dimensionnelle de la géographie des depôts (Miall, 1985). Cet essai de reconstitution du paléoenvironnement fluvial dans le bassin de Cluses a pour but de proposer des hypothèses de travail, sur la base d'une première synthèse des données existantes ; les interprétations proposées seront susceptibles d'être validées ou remises en cause à tout moment, lors de futures investigations. L'essai de reconstitution du paléoenvironnement sera précédé d'une présentation rapide des principales classifications des chenaux alluviaux.
a) Les modèles fluviaux.

Un historique des premiers essais de classification des cours d'eau est donné par Kellerhalls et al. (1976). Leopold et Wolman (1957) ont classé les cours d'eau en trois catégories, en fonction du tracé en plan de leur chenal : rectiligne, tressé et à méandres. Les chenaux rectilignes en milieu alluvial sont rares. Le tressage a été défini comme la division de l'écoulement en deux ou plusieurs bras entourant des îles ; mais il n'a pas été précisément quantifié par un paramètre spécifique. Un cours d'eau a été dit "à méandres" lorsque le taux de sinuosité du chenal dépassait 1,5 ; cette valeur a été définie arbitrairement. Cette classification présente pour lacune principale de ne pas prendre en compte les cours d'eau ayant simultanément des chenaux multiples et un taux de sinuosité élevé.

<table><caption>**Tableau 1.1 :** Classification des chenaux alluviaux : A) d'après Schumm, 1968; B) d'après Rust, 1978.</caption><thead><tr><th>A</th><th></th><th>Charge de fond</th><th>Charge "mixte"</th><th>Charge en suspension</th></tr></thead><tbody><tr><td rowspan="2">Chenal Unique</td><td>largeur / profondeur</td><td>60</td><td>25</td><td>8</td></tr><tr><td>sinuosité</td><td>1,0-1,1</td><td>1,4-1,7</td><td>2,5</td></tr><tr><td></td><td>modèle</td><td>rectiligne</td><td></td><td>à méandres</td></tr><tr><td>Chenaux multiples</td><td></td><td>Cône alluvial</td><td>plaine alluviale</td><td>Anastomose</td></tr></tbody></table>

<table><thead><tr><th>B</th><th>Chenal unique<br>(Paramètre de tressage &lt; 1)</th><th>Chenaux multiples<br>(Paramètre de tressage &gt; 1)</th></tr></thead><tbody><tr><td>Faible sinuosité<br>(&lt;1,5)</td><td>Rectiligne</td><td>Tressés</td></tr><tr><td>Forte sinuosité<br>(&gt; 1,5)</td><td>A méandres</td><td>Anastomosés</td></tr></tbody></table>

Schumm (1968) a proposé un second type de classification fondé, non plus uniquement sur le tracé en plan du cours d'eau, mais également sur la nature et la répartition des dépôts alluviaux (Tableau 1.1A). Cette classification est destinée tout particulièrement aux reconstitutions paléogéomorphologiques, pour lesquelles on ne dispose pas toujours de l'image en plan de la rivière, mais de données stratigraphiques. Elle s'est appuyée sur l'observation que le pourcentage de limon et d'argile des dépôts est inversement proportionnel au rapport de la charge de fond sur la charge totale véhiculée par la rivière. Trois grandes catégories de cours d'eau ont été définies, en fonction du type de charge transportée dans les chenaux (charge en suspension : < 3% de la charge
totale est de charge de fond; charge "mélangée" ou mixte : 3% ≤ charge de fond ≤ 11% de la charge totale, charge de fond : > 11% de la charge totale est de la charge de fond), la distinction se faisant également sur le nombre des chenaux (unique ou multiples). La définition d'un cours d'eau à chenaux multiples de Schumm diffère de celle de Leopold et Wolman (1957), puisqu'il considère les rivières tressées, comme ayant un large chenal unique transportant de la charge de fond; en basses eaux, elles mettent en évidence des îles de sédiments ou des îles végétalisées en permanence. Selon sa classification, les rivières à chenaux multiples sont des systèmes alluviaux de distribution, tels par exemple les cônes de déjection ou les deltas.

Rust (1978) a fondé une nouvelle classification sur la base de deux paramètres quantifiables : la sinuosité et une mesure de la multiplicité des chenaux. Elle se présente sous la forme d'une simple matrice carrée qui définit quatre types morphologiques (Tableau 1.1B). La classification de Rust prend en compte un type de chenal appelé "anastomosé" qui apparaissait déjà dans la classification de Schumm (1968). Celui-ci est le premier auteur qui fasse la distinction entre tressage et anastomose, sur la base de l'observation de cours d'eau australiens. Les deux termes étaient jusqu'alors employés comme synonymes, pour désigner les cours d'eau à chenaux multiples (ces termes sont toujours employés sans distinction par la plupart des géographes français). A la suite des travaux de Smith (1973, 1976), il s'est avéré nécessaire de distinguer les deux types qui sont génétiquement différents (Tableau 1.2):

1) **le tressage** est caractéristique d'un cours d'eau à bras multiples s'écoulant dans un lit graveleux. De très nombreux exemples de cours d'eau tressés ont été rapportés dans la littérature spécialisée (Doeglas, 1962; Williams et Rust, 1969; Rust, 1972; Church, 1972...). Ils sont communément caractérisés par une forte instabilité latérale, des chenaux larges, peu profonds, rectilignes, des berges topographiquement peu marquées et composées de matériaux dépourvus de cohésion facilement érodables. Leur pente est généralement forte ; le régime de la rivière est très contrasté. C'est un modèle géomorphologique typique de milieux fortement énergiques ; il n'est donc pas étonnant que sous nos latitudes et jusqu'à une époque récente, on les ait trouvé principalement dans les plaines alluviales de la plupart des vallées montagnardes et intra-montagnardes (haut-Rhône français, Arve, Fier, Isère, Drac, Bléone, Durance, Var etc...);

2) les systèmes **anastomosés** sont caractérisés par l'existence de chenaux interconnectés peu énergiques, s'écoulant dans un environnement marécageux extensif. Ils sont actuellement peu fréquents parce que leur développement nécessite des conditions géomorphologiques, tectoniques et climatiques spécifiques (Smith, 1983). Les chenaux anastomosés sont fortement sinueux, étroits et profonds ; leur pente est généralement faible (Smith, 1973). Les berges sont composées de matériaux fins, ce qui favorisent leur forte cohésion. Celle-ci est renforcée par la présence d'un dense réseau de racines : la teneur en racines des sédiments de berge peut atteindre 16 à 18% par unité de volume (Smith, 1976). Cette forte cohésion des berges favorise une forte stabilité latérale des chenaux qui explique la prédominance de formations fines dans le remplissage alluvial. Comme l'a montré Smith (1983), les chenaux anastomosés sont susceptibles d'exister même dans des vallées intra-montagnardes, tel sur le cours supérieur de la rivière Columbia (Colombie Britannique). Les dépôts fins de débordement, mis en place dans des environnements aquatiques peu profonds (marais, bassins de crues, tourbières...), dominent largement sur les dépôts des chenaux et peuvent représenter 60 à 90% de l'accumulation sédimentaire totale (Smith et Smith, 1980). Les systèmes anastomosés s'exhaussent rapidement (taux d'aggradation de 0,15 à 1 m /100 ans) sous l'influence d'un phénomène de contrôle aval aux causes multiples : il peut résulter d'un relèvement du niveau de base ; ainsi, sur la rivière Columbia, chaque section anastomosée est controlée par l'aggradation des cônes alluviaux d'affluents fortement actifs. Sur la basse Saskatchewan (Saskatchewan), la cause serait tectonique et c'est probablement la lente subsidence du bassin sédimentaire qui explique le développement de l'anastomose (Smith et Putnam, 1980). Sur le haut-Rhône dans la cuvette des Basses Terres, Bravard (1987a, p. 81-86) a montré l'existence de chenaux anastomosés se développant sur les marges d'une bande de tressage ;
<table><caption>**Tableau 1.2 :** Critères d'identification des différents modèles fluviaux (d'après Smith et Putnam (1980), modifié).</caption><thead><tr><th>Critère d'identification</th><th>Anastomose</th><th>Méandrage</th><th>Tressage</th></tr></thead><tbody><tr><td>1) Pente.</td><td>Faible</td><td>Modérée</td><td>Forte</td></tr><tr><td>2) Sinuosité.</td><td>variable</td><td>Forte</td><td>Faible</td></tr><tr><td>3) Largeur/profondeur.</td><td>Faible</td><td>Modéré</td><td>Fort</td></tr><tr><td>4) Pourcentage limon-argile des berges.</td><td>Fort</td><td>Modéré</td><td>Faible</td></tr><tr><td>5) Dépôts d'accrétion latérale.</td><td>Rares</td><td>Communs</td><td>Absents</td></tr><tr><td>6) Dépôts de chenaux à histoire multiple.</td><td>Communs</td><td>Rares</td><td>Communs</td></tr><tr><td>7) Migration latérale.</td><td>Rare</td><td>Commune</td><td>Commune</td></tr><tr><td>8) Chenaux multiples interconnectés.</td><td>Communs</td><td>Rares</td><td>Communs</td></tr><tr><td>9) Epandages de brêche et avulsions.</td><td>Communs</td><td>Rares</td><td>Absents</td></tr><tr><td>10) Matière organique.</td><td>Commune</td><td>Rare</td><td>Absente</td></tr><tr><td>11) Dépôts lacustres enfouis</td><td>Absents?</td><td>Absents</td><td>Absents</td></tr></tbody></table>

<figure><img src="image_55.png" /><figcaption>**Figure 1.28 :** Classification du chenal en fonction du modèle, de la nature de la charge, montrant les types de chenaux, leur stabilité relative, et quelques variables associées (d'après Schumm, 1981).</figcaption></figure>
l'exhaussement rapide des chenaux principaux provoque un effet de contrôle aval du profil en long et favorise l'épandage des eaux de débordement dans la plaine d'inondation, par le biais de chenaux fortement sinueux et ayant de très faibles pentes, qui s'exhaussent sur un lit composé de sédiments fins. En fait, le développement des chenaux d'anastomose est un impact de l'endiguement submersible du 19ème siècle : les digues ont empêché les processus d'avulsion du chenal, accéléré l'exhaussement du lit tressé et favorisé la mise en place d'une plaine alluviale composée de sédiments fins déposés lors des crues (J.-P. Bravard, communication personnelle).

D'après Schumm (1981, 1985), les chenaux alluviaux se regroupent autour de cinq modèles de base (Figure 1.28), pouvant être étendus à 14 types de modèles de cours d'eau. Cette classification est génétique ; elle est fondée non seulement sur le modèle du chenal mais aussi sur les variables qui influencent la morphologie. Elle met en évidence l'existence d'un continuum des types de chenaux allant du chenal rectiligne au chenal de tressage, en fonction de la nature de la charge et de l'énergie dont dispose la rivière (vitesses, puissance de l'écoulement). Le modèle du chenal en milieu alluvial est la résultante de ces facteurs. Il est fonction du débit qui le façonne et lui donne ses caractéristiques géométriques (section d'écoulement, largeur, profondeur, dimension des méandres), mais également de la proportion relative de la charge de fond par rapport à la charge totale qui ne détermine pas seulement la géométrie du chenal, mais le ratio largeur/profondeur et le modèle du chenal (Schumm, 1981).

### b) Les principaux résultats de l'étude des formations fines.

Après cette rapide présentation des modèles fluviaux de base, on synthétisera les principaux acquis de l'étude des formations fines du bassin de Cluses.

Il semble d'hors et déjà acquis que l'on se trouve en présence d'un environnement fluviatile et non pas lacustre, en tous cas sur les premiers mètres supérieurs du remblaiement fin, qui seuls ont été étudiés :

1) comme l'ont mis en évidence les carottages profonds effectués à l'initiative de la D.D.E. 74, il existe une grande variabilité spatiale de l'épaisseur des formations fines le long du cours actuel de l'Arve. Cela suggère l'existence d'une ou plusieurs bandes d'accumulation graveleuse d'extension limitée, dont le tracé en plan n'est pour l'instant pas connu, à laquelle est associée une plaine d'inondation alimentée par les débordements de la rivière ; elle est composée essentiellement de dépôts minéraux fins et de matière organique, qui traduisent son plus ou moins fort degré d'autogénie. Dans les sections où les formations fines sont peu épaisses (voir Figure 1.22), la prédominance d'une sédimentation graveleuse est à attribuer à la présence d'une bande active de l'Arve, plutôt qu'à des apports des torrents affluents ; en effet, les reconnaissances géotechniques effectuées sur les cônes anciens lors de la construction de l'Autoroute Blanche mettent en évidence une prédominance de dépôts fins, qu'expliquent les assises géologiques des bassins torrentiels ;

2) les très nombreuses analyses granulométriques auxquelles on a procédé ont permis de construire l'image CM des dépôts fins. Elle met en évidence un modèle fluviatile typique avec la présence de dépôts issus de courants de traction et des argiles et limons de débordement déposés dans des marécages. Comme le fait remarquer Brown (1985) sur la Severn, la forte population d'échantillons caractéristiques d'un dépôt de suspension uniforme ou pélagique indique la **persistance d'une sédimentation de débordement et une faible migration latérale de la bande d'activité fluviale**. Le caractère extensif des dépôts fins et la faible valeur de la limite supérieure de la suspension uniforme (Cu=200 microns) suggèrent un milieu faiblement énergique. La structure tuilée des dépôts graveux mise en évidence sur la coupe du torrent de Scionzier confirme le caractère fluviatile des dépôts ;
3) comme le fait observer Smith (1983), la présence de matière organique tourbeuse à différentes profondeurs exclut que la sédimentation fine se soit produite par décantation de la suspension dans un plan d'eau profond. Elle s'explique par la présence d'environnements marécageux peu profonds, permettant le développement de la végétation aquatique ; l'enfouissement de la tourbe dans les dépôts minéraux serait la conséquence de l'exhaussement progressif de la plaine alluviale. L'aggradation de la plaine alluviale, à un rythme moyen de 30 centimètres par siècle a d'ailleurs été démontrée par les datations radiocarbone effectuées sur le sondage S4.

La question fondamentale à laquelle il est maintenant nécessaire de tenter de répondre est la suivante : quel est le type de dynamique ayant pu favoriser la construction d'une plaine alluviale essentiellement composée de dépôts fins, dans un milieu intra-montagnard supposé fortement énergique ?

### c) Discussion sur le paléomodèle de l'Arve dans le bassin de Cluses.

Les données dont l'on dispose sont encore trop partielles pour que l'on puisse reconnaître avec certitude le type de cours d'eau ayant favorisé la mise en place d'une zone de sédimentation fine dans le bassin de Cluses. On se contentera donc d'exposer et de discuter quels sont les différents styles géomorphologiques susceptibles d'expliquer un tel modèle de sédimentation.

Il apparaît immédiatement que le milieu de sédimentation, composé essentiellement de matériaux fins déposés dans des environnements faiblement énergiques, contraste avec le cadre intra-montagnard du bassin de Cluses et la proximité des zones de forte production sédimentaire. La couverture graveleuse holocène qui surmonte les formations fines met en évidence le caractère extrêmement torrentiel de la rivière qui semblait moins accentué au Préboréal et au début du Boréal. Elle a probablement été mise en place par un cours d'eau tressé, comme en sont l'indice, la granulométrie très grossière des matériaux sédimentés et surtout l'extension latérale des dépôts graveux qui témoigne d'intenses divagations. Celles-ci ne semblent pas avoir permis la construction d'une plaine d'inondation distincte des remblaiements de chenal.

L'excellente préservation des dépôts fins sous-jacents, mis en place dans des milieux aquatiques faiblement énergiques, traduit la séparation clairement définie entre le ou les chenaux d'une bande active principale d'extension limitée, composée de dépôts graveux et la plaine d'inondation où dominent les formations fines de débordement. Il n'est pas possible au vu de nos connaissances actuelles, ni de localiser la bande active avec exactitude, ni de caractériser le style géomorphologique du chenal de l'Arve qui l'a mis en place (chenal simple, bras multiples, sinuosités ?) : dans un récent article, Miall (1985) préconise l'étude des dépôts alluviaux par la technique de l'analyse des "éléments architecturaux". Il détermine huit éléments architecturaux de base (chenal, bancs et formes du lit graveleuses, formes du lit sableuses, macroformes déposées par progradation, dépôts d'accrétion latérale, dépôts d'écoulement de gravité, sable en lamines et fines de débordement), chacun étant composé d'un assemblage de lithofaciès. Les éléments architecturaux sont proposés comme étant des constantes de l'environnement fluvial ; par contre la façon dont ils se combinent et s'imbriquent peut s'effectuer suivant un nombre indéfini de voies et donner autant de modèles de sédimentation différents, reflétant beaucoup mieux la complexité des processus naturels. Ce type d'analyse, remarquable par son caractère extrêmement dynamique, a pour but de mettre de coté les suppositions parfois erronées, auxquelles se réfèrent de manière trop systématique les géomorphologues et sédimentologues, selon lesquelles : les phénomènes d'accrétion latérales sont caractéristiques des bancs de convexité, donc du méandrage ; les cours d'eau tressés ont toujours une faible sinuosité et ne sont jamais associés avec d'épaisses formations fines de débordement etc... Une telle mise en garde avait déjà été faite par Jackson (1978) à propos de la distinction des cours d'eau en fonction de critères géomorphologiques et sédimentologiques. Elle met en évidence l'extrême difficulté de déterminer le modèle des cours d'eau et en particulier
de l'Arve ancienne dans le bassin de Cluses, en fonction des seuls critères sédimentologiques. Dans le cas de l'étude de l'Arve moyenne holocène, cette difficulté est augmentée par suite du caractère très partiel des observations de la structure des dépôts de chenal et de la méconnaissance de leur géométrie et de leur tracé en plan. L'observation des sondages et de la coupe de Scionzier a néanmoins permis de démontrer l'existence d'une bande active et d'affirmer qu'il s'agissait d'un environnement suffisamment énergique, pour que les graviers et galets soient mobilisés.

Excepté la coupe du torrent de Scionzier et le sondage S3 qui a buté sur des sédiments graveleux, toutes les autres observations sédimentologiques ont été effectuées sur des environnements de la plaine d'inondation. D'après l'interprétation de chacun des sondages, on a tenté de les positionner sur une coupe fictive perpendiculaire au cours de la rivière et de représenter les unités géomorphologiques dont ils pourraient être l'indicateur (Figure 1.29). En raison des grandes incertitudes liées au caractère très ponctuel et unidimensionnel des observations et du nombre réduit des sondages réalisés, cette interprétation devra être prise en compte comme étant une première proposition de reconstitution, mettant en avant des hypothèses de travail. La prédominance d'unités de sédimentation fine de la plaine d'inondation nous permet de suspecter un style fluvial anastomosé, développé en marge d'un bande graveleuse plus énergique :

<figure><img src="image_56.png" /></figure>

**Figure 1.29** : Transect fictif en travers de la plaine alluvial, montrant la localisation possible des sondages.

1) le sondage S3 a probablement touché le fond d'un **chenal graveleux** colmaté par des sédiments fins de débordement. La coupe du torrent de Scionzier montre des dépôts identiques ;

2) le sondage S4 pourrait être positionné sur une **levée de berge**, l'image CM mettant en évidence des dépôts issus de courants de traction ; ceux-ci témoignent de la proximité d'un chenal transportant de la suspension uniforme ;

3) le sondage S2 présente un faciès caractéristique d'un **épandage de brêche** à granules et
gravier, mis en place dans un marécage peu profond, à la suite d'une rupture de berge. D'après Smith (1983), ce type de séquence est particulièrement fréquent sur les cours d'eau anastomosés ;

4) le sondage S1 représente une séquence de sédimentation qui semble typique d'un **marécage peu profond** ;

5) le sondage Giffre pourrait être positionné dans un **chenal secondaire stable**, comme tendrait à l'indiquer la succession de séquences d'affinement vers le haut sur une hauteur de 3,70 mètres. Une série de sondage permettant de dresser une coupe infirmera ou confirmera l'interprétation.

L'une des caractérisques principales de l'anastomose est l'existence d'un processus de contrôle aval du profil en long par exhaussement du niveau de base. La présence de nombreux cônes de déjection dans la moyenne vallée de l'Arve atteste l'existence possible de ce type de processus. Leur exhaussement progressif sous l'effet d'intenses apports sédimentaires pourrait expliquer leur influence sur les pentes et le modèle géomorphologique de l'Arve. Il semble à priori peu probable que le contrôle aval soit exercé par le cône du Giffre, comme en témoignerait la présence de dépôts fins dans le lit mineur du cours d'eau actuel. En effet, il aurait fallu qu'il coule beaucoup plus à l'ouest que lors de l'édification de son cône graveleux holocène, ce qui serait surprenant étant donnée l'orientation de sa vallée ; cependant, les traces d'érosions anciennes à la surface des formations fines affleurant dans le lit mineur du Giffre indiquent l'arrivée d'un bras orienté NNO-SSE, ce qui ne permet d'abandonner définitivement cette hypothèse. L'examen des rares sondages effectués entre le confluent du Giffre et Bonneville montre l'absence des formations fines extensives dans cette section. Cela semble exclure que ce soit le vaste cône du Borne ou même celui plus réduit du Bronze qui exerce ce contrôle. Le contrôle aval pourrait provenir des cônes de déjection de torrents locaux, comme celui de Vougy, en partie démantelé lors de la mise en place du cône alluvial graveleux holocène du Giffre. La proximité de sources sédimentaires facilement affouillables et les pentes très fortes du torrent expliqueraient sa promptitude à répondre à toute phase de déséquilibre géomorphologique et seraient susceptibles d'expliquer l'apparent déphasage entre sa période de forte activité morphogénique et celle de la recrudescence d'activité de l'Arve au Boréal.

Un fait est frappant : c'est la permanence d'une phase terminale de sédimentation fine d'épaisseur supérieure à un mètre et à dominante tourbeuse, sur tous les sondages et coupes observées, y compris dans les zones de sédimentation graveleuse. Elle mettrait en évidence une tendance à la paludification, peu avant l'arrivée des graviers holocènes. Cette observation renforce l'hypothèse de l'existence d'un processus de contrôle de la dynamique fluviale dans le bassin de Cluses, par exhaussement du niveau de base. Elle pourrait témoigner d'un renforcement du processus de contrôle aval, l'exhaussement de plus en plus rapide du niveau de base dépassant le taux d'aggradation annuel de la plaine d'inondation ; elle pourrait également signifier une diminution des taux de sédimentation, à la suite d'une baisse des apports minéraux de l'Arve. Frenzel (1983) considère les phases de paludification comme un important critère indicateur d'un changement de l'activité fluviale.

En définitive, il demeure bien des incertitudes quant à la réalité du phénomène d'anastomose dans le bassin de Cluses. La prédominance des formations fines de plaine d'inondation, la preuve d'une aggradation de la plaine alluviale à une rythme rapide, des faciès sédimentaires typique de ce type de modèle fluvial, la possibilité de l'existence du processus de contrôle aval sont autant de présomptions de l'existence d'un style anostomosé de l'Arve moyenne au début du Boréal. Cependant, la difficulté de déterminer la nature et la localisation du processus de contrôle du profil en long de l'Arve, l'absence de preuves de l'existence de chenaux multiples transportant une charge essentiellement fine ne permettent pas de démontrer de manière irréfutable son existence. Il est à noter que l'exemple de l'Arve dans le bassin de Cluses ne semble pas être un cas unique dans les
Alpes, bien que son étude soit, semble t'il, sans précédent :

1) l'incision extrêmement forte du Fier dans sa plaine alluviale supérieure, en aval de Thônes, a dégagé d'épaisses formations fines, probablement holocènes, mais pour l'instant non datées. Une étude sommaire du secteur a permis d'observer des similitudes évidentes avec les dépôts de l'Arve, excepté l'apparente absence de matière organique, indiquant des milieux de sédimentation marginaux que pourrait expliquer le cadre encore plus montagnard et encaissé du Fier. L'existence de plusieurs cônes de déjection imposants (cônes d'Alex, de Dingy) dans la partie aval de la plaine alluviale rend probable un processus de contrôle de la sédimentation par relèvement du niveau de base ;

2) au confluent de l'Isère et du Drac, les études de géomorphologie quaternaire ont mis en évidence l'influence des phénomènes de confluence : "dans la combe de Savoie, l'observation des coupes de sondage montre une diminution sensible de l'épaisseur des alluvions grossières, en amont du confluent de l'Arc, ainsi qu'une diminution de la granulométrie. (...) Le Drac venait barrer la vallée de l'Isère et un lac se créait en amont du barrage, dans lequel se déposaient des sédiments fins" (Fourneaux, 1975, p. 34). Hannss (1984) précise sensiblement l'interprétation des sondages en indiquant que "sous quelques mètres de cailloutis seulement, des sables emboités dans des argiles ont été découverts sur une épaisseur totale d'au moins 50 mètres". L'auteur les considère comme étant surtout lacustres et dus à un surcreusement important à la confluence des glaciers de l'Isère et de l'Arc, ce qui semble probable ; néanmoins, rien ne permet d'affirmer l'absence de sédiments fluviatiles dans la partie supérieure de ce remblaiement. En 1966, un sondage avait d'ailleurs mis en évidence un niveau tourbeux entre 2,80 et 4,10 mètres de profondeur dans des argiles plus ou moins limoneuses ou sableuses, ce qui semble aller dans ce sens. Des dépôts de même nature ont été observés en amont du verrou de Montmélan, ainsi qu'en amont du cône du Bréda.

A travers ces quelques exemples, il n'est pas question de considérer les zones de sédimentation fine alpines, comme indicatrices de cours d'eau anastomosés. Le but de ces descriptions est simplement de signaler que ce type de dépôts en arrière de cônes alluviaux a probablement été extrêmement commun dans les vallées alpestres, au cours de l'Holocène.

# 5) SYNTHESE METHODOLOGIQUE ET GEOGRAPHIQUE DE L'ETUDE DES PALEOENVIRONNEMENTS HOLOCENES DE L'ARVE.

## 5.1 : L'étude des dépôts fluviatiles par la technique de l'image CM : progrès et perspectives.

La discussion présentée ici synthétisera dans un premier temps les progrès de l'analyse des processus fluviaux par l'image CM mis en évidence dans cette étude ; puis on discutera l'évolution spatio-temporelle de l'image CM des cours d'eau.

### 5.1.1 : Les développements de l'image CM.

L'étude des paléoenvironnements holocènes de l'Arve a permis de développer l'image CM des dépôts alluviaux. A la suite de cette étude, il apparaît possible de séparer les dépôts les plus fins de plaine d'inondation en deux catégories, non pas de manière arbitraire, mais parce qu'ils sont issus de processus de dépôts différents :
<figure><img src="image_57.png" /></figure>

**Figure 1.30** : Proposition d'une nouvelle image CM des dépôts alluviaux.
1) le tronçon RR' de l'image CM est approximativement parallèle à la droite C=M. Il est placé dans le prolongement de la section QR de la suspension graduée. Son bon classement granulométrique indique un dépôt dû à la décroissance de la turbulence d'un écoulement chargé de sédiments en suspension ; il se produit de manière uniforme dans toute la tranche d'eau, lors de la pénétration de la suspension dans un ancien chenal en eau. La suspension se stratifie par classes de taille, ce qui provoque une augmentation de la densité, une auto-accélération de la sédimentation et explique le bon triage des dépôts. Passega (1964) décrit ce processus comme typique de la formation des turbidites marines, dépôts très bien classés en dépit de leur finesse. Il ne l'a jamais observé en milieu fluvial, mais estime son existence possible. C'est très probablement des dépôts ayant une telle origine qu'ont observé Williams et Rust (1969) dans les chenaux abandonnés de la Donjek ;

2) le tronçon T de l'image CM met en évidence des dépôts issus de suspension pélagique. A percentile égal, ils sont caractérisés par une médiane plus faible que les sédiments de RR' et un plus mauvais classement. Les sédiments se déposent dans un plan d'eau ou un bras mort en l'absence de courants de traction et pratiquement de toute turbulence. Ils sont caractéristiques des dépôts d'oxbow-lakes, très éloignés de l'axe d'écoulement principal ou des marges de la plaine d'inondation, après peignage des particules les plus grossières de la suspension uniforme par la végétation alluviale.

L'étude des sédiments fins holocènes de l'Arve permet de proposer une image CM plus complète que la précédente (Figure 1.30). Celle-ci met en évidence les unités géomorphologiques du chenal et de la plaine d'inondation qui lui sont associées, en particulier les remblaiements des paléoméandres de l'Arve. Cette image pourra être modifiée et/ou complétée, lors de développements ultérieurs.

### 5.1.2 : Evolution spatio-temporelle de l'image CM des cours d'eau.

L'analyse de différentes images CM de l'Arve du cours d'eau passé et actuel, le recensement et l'analyse des diverses publications sédimentologiques utilisant la méthode mettent en évidence l'existence de multiples images CM, bien qu'il n'existe qu'un seul modèle général. Il est apparu que la position des différents tronçons de l'image étaient susceptibles de varier d'un cours d'eau à l'autre, mais également sur différentes sections d'une même rivière ; il semble également que le modèle CM puisse évoluer dans le temps sur une même section de cours d'eau. On examinera et justifiera successivement chacune de ces observations.

1) La mise en évidence de la multiplicité des images CM apparaît clairement par l'observation des granulométries maximales transportées en suspension uniforme et suspension graduée : le tableau 1.3 recense les valeurs Cu et Cs, tirées de la synthèse de différentes études. Il montre la forte variabilité de ces paramètres d'un cours d'eau à l'autre. Les exemples du Mississippi, de la Niobrara et de l'Enoree développés par Passega (1957) attestent que ces variations sont en relation avec le type d'environnement fluviatile : plus l'écoulement est énergique, plus la turbulence au contact du fond sera forte et plus les classes de taille mises en suspension seront grossières. On a déjà signalé que dans certains cas, cette turbulence était tellement forte qu'elle était susceptible de faire monter les sédiments transportés en suspension graduée dans les tranches d'eau supérieures de l'écoulement, comme en témoigne l'absence de dépôts de débordement issus de suspension uniforme. Il n'est donc pas surprenant que les valeurs Cu et Cs les plus fortes soient issues d'exemples de cours d'eau montagnards ou proglacaires (Enoree, Adige alpestre, Haute-Loire, Arve, Donjek ...). Celles-ci sont les plus faibles sur les rivières et fleuves matures, tel par exemple le Mississippi ou la Saône.
<table><caption>**Tableau 1.3 : Paramètres Cu et Cs de différents cours d'eau actuels ou anciens.**</caption><thead><tr><th>Cours d'eau</th><th>Cu (µm)</th><th>Cs (µm)</th><th>Age des dépôts</th><th>Source bibliographique</th></tr></thead><tbody><tr><td>Mississippi (Mayersville)</td><td>250</td><td>600</td><td>Actuel</td><td></td></tr><tr><td>Enoree (U.S.A)</td><td>-</td><td>4000</td><td>"</td><td></td></tr><tr><td>Niobrara (U.S.A)</td><td>350</td><td>700</td><td>"</td><td>Passega (1957)</td></tr><tr><td>Cône de déjection (Californie, U.S.A.)</td><td>-</td><td>2000</td><td>Actuel</td><td>Bull (1962)</td></tr><tr><td>Adige alpestre (Italie)</td><td>?</td><td>2500</td><td>Actuel</td><td></td></tr><tr><td>Adige dans la plaine du Pô</td><td>?</td><td>500</td><td>"</td><td>Passega (1964)</td></tr><tr><td>Formation fluviatile de la rivière Tongue (U.S.A.)</td><td>80</td><td>310</td><td>Paléocène</td><td></td></tr><tr><td>Formation fluviatile de Sentinelle Butte (U.S.A.)</td><td>80</td><td>360</td><td>"</td><td>Royse (1968)</td></tr><tr><td>Donjek (Canada)</td><td>450</td><td>2000</td><td>Actuel</td><td>Williams et Rust (1969)</td></tr><tr><td>Haute-Loire</td><td>750 (?)</td><td>2000</td><td>Actuel</td><td></td></tr><tr><td>Loire moyenne</td><td>500 (?)</td><td>1500</td><td>"</td><td></td></tr><tr><td>Basse-Loire</td><td>350 (?)</td><td>1000</td><td>"</td><td>Brossé (1981)</td></tr><tr><td>Haut-Rhône à Sault</td><td>350</td><td>?</td><td>Gallo-romain</td><td></td></tr><tr><td>Rhône à Vienne</td><td>400</td><td>?</td><td>Gallo-romain</td><td></td></tr><tr><td>Rhône à St Romain-en-Gal</td><td>400</td><td>?</td><td>Gallo-romain</td><td></td></tr><tr><td>Rhône à Lyon</td><td></td><td></td><td>Actuel</td><td></td></tr><tr><td>Saône à Lyon</td><td>200</td><td>?</td><td>Actuel</td><td>Bravard et al. (1986)</td></tr><tr><td>Basse-Arve</td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Iles de la Barque</td><td>370</td><td>1000</td><td>Actuel</td><td></td></tr><tr><td>Paléoméandre de Pont-Neuf</td><td>300</td><td>?</td><td>Non daté</td><td></td></tr><tr><td>Paléoméandre de Nant-Bas</td><td>250</td><td>800</td><td>5 900 BP</td><td></td></tr><tr><td>Paléoméandre de Nant-Haut</td><td>240</td><td>?</td><td>9 300 BP</td><td></td></tr><tr><td>Arve moyenne : Bassin de Cluses</td><td>200</td><td>700</td><td>8 500 BP</td><td>Cette étude</td></tr></tbody></table>
<figure><img src="image_58.png" /><figcaption>**Figure 1.31** : Image CM actuelle des dépôt de l'Arve, dans la plaine alluviale de Contamine sur Arve.</figcaption></figure>
2) Pour des raisons identiques, les paramètres Cu et Cs de l'image CM varient de l'amont vers l'aval sur un même cours d'eau, pour peu qu'il soit suffisamment long et qu'il change progressivement d'environnement d'amont vers l'aval. Les exemples de l'Adige supérieure et inférieure et de la Loire sont significatifs. Pour cette dernière étude, on émettra une sérieuse réserve sur la validité des paramètres Cu proposés qui nous semblent largement surestimés ; les valeurs de Cs sont par contre plausibles. Ces observations suggèrent l'existence d'un continuum de l'image CM au même titre qu'il existe un continuum des modèles fluviaux (Schumm, 1977) ; l'évolution amont-aval des valeurs Cu et Cs permettrait de le caractériser.

3) L'étude des paléoenvironnements holocènes de l'Arve met en évidence des images CM très différentes de l'actuelle (Figure 1.31). Il est à signaler que cette dernière n'a été construite que dans la basse vallée de l'Arve, dans un des derniers secteurs de tressage de la rivière. Il est donc possible qu'elle soit un peu différente du modèle CM de l'Arve encaissée, dans la zone des paléoméandres de Nant ou de celui de la moyenne vallée de l'Arve, où affleurent actuellement les formations fines ; cependant, il est peu probable que sur une si courte distance, les valeurs limites Cu et Cs aient été notablement modifiées. L'analyse des valeurs Cu et Cs déterminées sur les différentes images montre un forte variabilité de ces paramètres. Cela suggère que les conditions environnementales étaient moins énergiques au moment où se sont produits les dépôts. Cela semble une évidence dans le cas de la vaste zone de dépôts fluviatiles fins du bassin de Cluses ou même lors d'une comparaison de l'image CM du cours d'eau actuel avec les paléoméandres de la basse Arve. Dans ces deux cas, des modèles fluviaux différents du tressage contemporain peuvent justifier de tels changements : le méandrage par exemple est caractéristique de conditions environnementales moins énergiques que le tressage, que justifie en partie sa pente plus faible. Il est par contre très intéressant d'observer que sur un même style fluvial (le méandrage), il a été mis en évidence une nette variation de la valeur Cu des images des paléoméandres de Nant-Bas et du Pont-Neuf (respectivement 250 et 300 microns). Ces observations confirment les travaux de Salvador (1985) qui a démontré d'importantes et multiples variations de la valeur Cu entre le Néolithique et la période présente, sur le site de Chamboud, étudié lors des sauvetages archéologiques de l'aménagement hydroélectrique de Sault-Brénaz. Comme l'écrit Royse (1968), il semble probable que les paramètres limites de la suspension (Cu et Cs) soient un bon indicateur de l'hydrodynamisme des paléoécoulements. Cette remarque semble être d'importance puisque des travaux de plus en plus nombreux recherchent les indices des changements holocènes du régime des cours d'eau et que les chercheurs tentent actuellement de reconstituer les paléodébits. Beaucoup de ces travaux sont fondés sur l'observation d'un changement des sections d'écoulement (par exemple Kozarski, 1983), l'analyse du remplissage des bras morts ayant jusqu'alors été négligée lors des reconstitutions paléohydrologiques ; outre l'intérêt d'une étude des processus d'abandon et de remplissage des anciens chenaux, l'analyse du diagramme CM développée au sein du Laboratoire de Géomorphologie de l'Université Lyon 3 permet une approche nouvelle des paléoécoulements, permettant de confirmer le changement.

4) Comme le montre la figure 1.32, Cu et Cs ne sont pas les seuls paramètres de l'image CM susceptibles de changer :

- la position du point S de l'image CM, déterminée par la plus faible valeur de la médiane des sédiments transportés en suspension uniforme, n'est pas fixe et varie suivant les cours d'eau. Elle est très faible lorsque les flux d'inondation chargés de suspension uniforme sont passifs et que la turbulence au contact du fond est pratiquement nulle ; elle est plus forte lorsque l'inondation est plus active, en particulier dans les milieux montagnard ou les points R et S sont souvent confondus ;

- les différentes images CM recensées dans la littérature spécialisée montrent que la position du tronçon QR est également susceptible de varier, parallèlement à la droite de tri parfait C=M. Alors que sur la plupart des cours d'eau étudiés les sédiments issus de suspension graduée sont
généralement bien classés, Bull (1962) a montré que les dépôts mis en place lors d'écoulements de densité sont fortement éloignés de C=M sur certains torrents californiens, indiquant un très mauvais triage des dépôts. De même sur la rivière Enoree, Passega (1957) a mis en évidence un état intermédiaire, les dépôts de suspension graduée étant médiocrement classés. Il semble donc qu'il soit possible d'établir une relation entre le triage des dépôts de la suspension graduée et la teneur des eaux de crue en limon et argile, ceux-ci étant piégés en plus ou moins grande quantité lors de la sédimentation de la suspension graduée. Cette observation est également importante pour la reconstitution des paléoenvironnements fluviaux, parce qu'indicatrice des conditions environnementales et en particulier de la nature de la fourniture sédimentaire ; en outre, elle permet d'expliquer certaines particularités du modèle fluvial, celles-ci étant en partie liées au contenu en argile et limon de la charge fluviale.

<figure><img src="image_59.png" /><figcaption>**Figure 1.32 :** Degrés de liberté de l'image CM des dépôts alluviaux.</figcaption></figure>

En définitive, par ces multitudes applications possibles, aussi bien lors d'études ponctuelles que de synthèses, le modèle CM présente un grand intérêt en morphodynamique fluviale. Ce travail montre le considérable champ d'investigation qui s'ouvre au chercheur, aussi bien lors de l'étude des types de dépôts alluviaux et de leurs relations avec les formes fluviales sur les cours d'eau actuels que dans le cadre d'investigations sur les paléoenvironnements fluviaux, dans un but de mise en évidence des changements holocènes.

## 5.2 : Essai de synthèse géographique.

L'étude des paléoenvironnements holocènes de l'Arve dans sa moyenne et basse vallée permet d'ébaucher une première synthèse géographique. Elle sera complétée dans l'avenir, lors de nouvelles investigations entreprises sur toutes les sections de la plaine alluviale. Dans un premier temps, on résumera brièvement les principaux résultats acquis dans les deux études de cas présentées ; on tentera ensuite de corréler les observations effectuées sur les deux sites et les comparera avec les résultats recueillis sur d'autres cours d'eau.
### 5.2.1 : Les paléoméandres de la basse-Arve.

L'étude des paléochenaux perchés de la basse-Arve a permis de proposer une reconstitution partielle de la dynamique fluviale et notamment du modèle de l'incision holocène de la rivière :

1) il est apparu qu'à la fin du Préboréal (9290 ± 160 B.P.) et à l'Atlantique (5910-6945 B.P.), l'Arve présentait un modèle à méandres graveleux. La proximité des versants exerçait un important contrôle sur la dynamique fluviale : elle pouvait empêcher la libre divagation des méandres, comme c'était le cas sur le territoire suisse où la rivière décrit plusieurs méandres de vallée avant de confluer avec le Rhône, ou partiellement, comme c'était le cas dans les zones fortement surcreusées par la rivière (terrasse du Pont-Neuf, plaine ovoïde d'Etrembières);

2) l'incision de la rivière semble avoir été un phénomène permanent depuis l'édification des terrasses de retrait glaciaire de la basse plaine de l'Arve, c'est à dire dès la déglaciation, pendant tout le Tardiglaciaire et probablement toute la durée de l'Holocène ; cependant, les résultats obtenus ne permettent pas d'exclure totalement des phases temporaires d'exhaussement du lit de l'Arve, au cours du Subboréal et/ou du Subatlantique. L'ampleur de l'incision post-würmienne est considérable puisqu'elle dépasse 60 mètres au droit du site étudié. La plus grande partie de l'incision s'est produite pendant la période précédant l'Holocène. Au cours des 9000 dernières années, l'incision de l'Arve n'a pas dépassé 14 mètres : elle est demeurée rapide au Préboréal et au Boréal, puis s'est fortement ralentie dès l'Atlantique et surtout aux Subboréal et Subatlantique.

### 5.2.2 : Le remplissage sédimentaire fin du bassin de Cluses.

La dramatique incision contemporaine de l'Arve dans le bassin de Cluses a affouillé les graviers holocènes épais d'environ 5 mètres ; ceux-ci fossilisent des formations sédimentaires fines extensives d'une épaisseur pouvant atteindre 13 mètres. Les dépôts fins ont été prélevés dans plusieurs sondages, localisés en bordure de la rivière. La construction de l'image CM des dépôts a permis la détermination des processus de transport et de dépôt fonctionnels lorsque la sédimentation s'est produite ; elle a démontré l'origine fluviatile des sédiments fins. Par ailleurs, celle-ci est vérifiée par la mise en évidence d'une bande de forte activité, où transitaient une charge graveleuse, indicatrice d'un écoulement énergique.

La datation radiocarbone de deux échantillons de surface a permis de dater la phase terminale du remblaiement fin aux environs de 8600 B.P., soit au début du Boréal. Cette date marque un changement radical de la dynamique fluviale qui se traduit par une recrudescence de la torrentialité de l'Arve et l'arrivée d'une abondante charge de fond roulée, extrêmement grossière, qui va fossiliser les dépôts fins de plaine d'inondation. Une période ultime de tourbification a précédé la rupture géomorphologique ; elle pourrait indiquer : 1) un changement de la dynamique des flux hydriques et sédimentaires sur l'Arve (modification du rapport charge/débit, du rapport charge de fond/ charge en suspension ?) ; une hausse rapide du niveau de base, à un rythme excédant le taux de sédimentation minérale. Un échantillon de matière organique, daté de 9760 ± 100 B.P. et prélevé à 4,40 mètres de profondeur, démontre un exhaussement moyen de la plaine alluviale d'environ 0,30 mètre par siècle. La présence de tourbe en profondeur, renforce la démonstration du caractère fluviatile et non pas lacustre des dépôts : ceux-ci se sont déposés dans un marécage peu profond de plaine d'inondation et ont été progressivement enfouis lors de l'aggradation de la plaine alluviale.

La forte extension des dépôts alluviaux fins, indicateurs de la prédominance de faciès de plaine d'inondation, la faible valeur de la limite supérieure des sédiments transportés en suspension uniforme (Cu = 200 microns) démontrent que le paléoenvironnement de la moyenne vallée de l'Arve était plus faiblement énergique que la rivière actuelle. Bien que la démonstration ne soit pas
irréfutable, il semble possible que les dépôts alluviaux fins témoignent de l'existence d'un ancien système fluvial anastomosé (au sens de Smith, 1973) qui se serait développé en amont d'un cône de déjection en cours d'exhaussement ; celui-ci, en contrôlant le niveau de base, aurait provoqué la diminution de la pente de l'Arve et une baisse de l'énergie de l'écoulement, favorisant une sédimentation fine intensive. En dépit de la présence de plusieurs cônes alluviaux en aval de la section étudiée, le point de contrôle n'a, pour l'instant, pu être déterminé avec certitude.

### 5.2.3 : Discussion.

1) Le principal facteur expliquant la persistance de l'incision sur la basse-Arve est sans aucun doute l'abaissement du lit du Rhône en aval du lac Léman. Les eaux de l'émissaire, claires et érosives après leur décantation dans le lac, ont profondément entaillé les dépôts quaternaires de la bordure occidentale du bassin lémanique, comme en témoigne l'encaissement du chenal rhodanien en aval de Genève. L'incision s'est propagée sur la basse-Arve par un processus d'érosion régressive et a favorisé l'entaille des terrasses de retrait glaciaire.

Les multiples études des niveaux du lac Léman alliant géomorphologie et palynologie permettent de reconstituer les grandes étapes de l'abaissement du plan d'eau, liées très probablement à l'incision progressive de l'émissaire du Léman (Jayet, 1956 ; Gangloff, 1970 ; Magny et Olive, 1981 ; Gaillard *et al.*, 1981):

- le lac serait passé très rapidement d'un niveau +30 mètres par rapport à l'actuel (alt. 372m), au Dryas ancien inférieur, à un niveau de +10 mètres (alt. 382m) à l'Alleröd (11000 ± 80 B.P.), soit un abaissement de 20 mètres en moins de 3000 ans ;

- vers 8000 B.P. pendant le Boréal, le plan d'eau se situait à la cote 369 mètres (Magny et Olive, 1981), soit 3 mètres sous le niveau actuel ; cette cote témoigne d'une poursuite de l'abaissement du lac Léman d'environ 13 mètres pendant les 3000 années suivantes.

On observe qu'il existe une certaine similitude entre la chute précoce et très rapide des niveaux du lac Léman qui s'est produite principalement au Tardiglaciaire et les observations effectuées sur la basse plaine de l'Arve, où les principaux ajustements du profil en long datent également de cette période. L'abaissement du plan d'eau s'est poursuivi pendant la première partie de l'Holocène, mais, semble-t'il, à un rythme nettement moins rapide. Sur la basse-Arve, l'incision a été également plus lente. Elle a continué postérieurement à la stabilisation du niveau de l'émissaire autour du niveau actuel (en fait, on verra dans l'avant-dernier chapitre de cette étude qu'à l'Holocène récent, le niveau du lac Léman a connu de multiples variations autour de sa cote actuelle, en relation avec des phases de plus ou moins forts apports sédimentaires de l'Arve). Après l'arrêt de l'incision de l'émissaire du Léman, le profil en long de l'Arve s'est progressivement ajusté pendant plusieurs milliers d'années, jusqu'à un nouvel équilibre atteint de manière asymptotique.

2) L'ampleur de l'incision dans la basse vallée de l'Arve au cours du Tardiglaciaire et de l'Holocène pourrait également résulter d'un processus de contrôle amont de la fourniture sédimentaire et hydrique. Starkel (1983) fait une synthèse des études entreprises sur les paléoenvironnements fluviaux d'Europe Centrale au cours des 15000 dernières années. Il aborde de manière théorique les changements des modèles fluviaux et de l'altitude de la plaine alluviale (phases d'aggradation et d'incision) en développant un modèle des changements du système "chenal-plaine d'inondation". Celui-ci est fondé sur le modèle qualitatif d'ajustement de la morphologie du chenal aux variables que sont la charge et le débit, établi par Schumm (1969). Starkel décrit quatre types de séquence de changement géomorphologique provoqué par une modification simultanée, mais d'ampleur variable, de la "balance hydrique" et de la charge
sédimentaire (Tableau 1.4). La combinaison de ces différentes séquences permet de décrire le comportement des cours d'eau d'Europe Centrale au cours des 15 000 dernières années, sous l'influence des phénomènes naturels (en particulier du climat, de l'évolution de la couverture végétale...), auxquels on doit associer les impacts anthropiques, depuis le Néolithique.

<table><caption>**Tableau 1.4 :** Types de séquence de changement du régime hydrologique et de la fourniture sédimentaire des vallées d'Europe Centrale au cours des 15 000 dernières années (d'après Starkel, 1983).</caption><thead><tr><th>Nature du changement</th><th>Variations de la charge Qs et du débit Qw et effets sur les paramètres de la géométrie du chenal.</th></tr></thead><tbody><tr><td>Incision-méandrage Em :</td><td>Qw<sup>-</sup> &lt; Qs<sup>-</sup> = w<sup>-</sup>; d<sup>+</sup>; L<sup>-</sup>; s<sup>-</sup>; P<sup>+</sup></td></tr><tr><td>Aggradation-méandrage Am :</td><td>Qw<sup>-</sup> &gt; Qs<sup>-</sup> = w<sup>-</sup>; d<sup>-</sup>; L<sup>-</sup>; s<sup>-</sup>; P<sup>+</sup></td></tr><tr><td>Incision-tressage Eb :</td><td>Qw<sup>+</sup> &gt; Qs<sup>+</sup> = w<sup>+</sup>; d<sup>+</sup>; L<sup>+</sup>; s<sup>+</sup>; P<sup>-</sup></td></tr><tr><td>Aggradation-tressage Ab :</td><td>Qw<sup>+</sup> &lt; Qs<sup>+</sup> = w<sup>+</sup>; d<sup>-</sup>; L<sup>+</sup>; s<sup>+</sup>; P<sup>-</sup></td></tr><tr><td colspan="2">Séquence typique d'Europe centrale : Ab-(Am)-Em-Ab-(Eb-Am-Em)<sup>X</sup>-Ab-Eb.</td></tr><tr><td colspan="2">w : largeur; d : profondeur; L : longueur d'onde des méandres; s : pente; P : sinuosité; les signes + et - indiquent un accroissement ou une diminution de la charge et du débit.</td></tr></tbody></table>

Dans le bassin de l'Arve, immédiatement après la déglaciation, un piégeage de la charge dans les ombilics en cours de remblaiement pourrait expliquer l'extrême rapidité du phénomène d'incision fluviatile sur la basse-Arve et le Haut-Rhône, par déficit d'apport sédimentaire amont. Le déficit de la fourniture sédimentaire aurait été d'autant plus dramatique pour la stabilité du lit du Haut-Rhône que l'émissaire du Léman drainait des eaux claires et érosives et que les apports sédimentaires provenaient pour l'essentiel de l'Arve. La séquence type "incision-méandrage" (Em) de Starkel, résultant d'apports sédimentaires faibles, s'applique remarquablement bien à la basse plaine de l'Arve et au Haut-Rhône dans le bassin lémanique, sur lesquels on a montré l'existence de multiples méandres de vallée qui ont disséqué les terrasses de retrait glaciaire.

L'étude des paléomodèles fluviaux de la basse et la moyenne vallée de l'Arve, ainsi que l'analyse des dépôts fluviatiles par la méthode de l'image CM a montré qu'ils reflétaient probablement des conditions hydrodynamiques moins énergiques qu'actuellement. Ce n'est pas surprenant pour la période Atlantique, tous les auteurs s'accordant pour la décrire comme l'optimum climatique holocène : les conditions plus chaudes et plus humides favorisèrent une meilleure protection des versants par la couverture végétale, plus étendue en altitude qu'aujourd'hui. Ces conditions environnementales très calmes permirent le développement de la pédogénèse : il est donc probable que la faible activité des processus géomorphologiques sur les versants se traduisit par de faibles apports sédimentaires avec peut-être une prédominance de matériaux fins. Frenzel (1983) insiste sur le rôle considérable de la couverture végétale pour le bilan hydrique, celle-ci favorisant une forte diminution des écoulements de surface par évapotranspiration : il est possible que la dense couverture végétale à l'Atlantique ait engendré des écoulements plus faibles et surtout moins torrentiels qu'aujourd'hui. Le caractère faiblement énergique de la rivière à la transition Préboréal-Boréal a été observé dans la moyenne et dans la basse vallée de l'Arve : dans le bassin de Cluses, la faible activité fluviale pourrait être due au facteur local de contrôle de la pente par un affluent ; ce n'est le cas sur la basse-Arve, ou un modèle à méandres à été observé. Les analyses polliniques faites dans les Alpes du Nord montrent le développement foudroyant de la corylaie puis
de la chênaie mixte au début de la période boréale ; elles sont implantées en peuplements denses, jusqu'à des altitudes élevées (Borel *et al.*, 1984). Les conditions climatiques qui ont permis cette extension de la végétation forestière pourraient avoir influé sur les écoulements et la charge fluviale de cette période et par contrecoup sur le modèle géomorphologique de la rivière. A titre de comparaison, Starkel (1983) décrit, à cette même époque, un modèle à érosion et méandrage sur les cours d'eau d'Europe Centrale, en relation avec une décroissance du débit et surtout de la charge alluviale. Cette correspondance du modèle fluvial est frappante, même si elle touche des domaines géographiques très différents.

En définitive, si par bien des aspects l'étude des paléoenvironnements fluviaux holocènes de l'Arve est encourageante pour l'avenir, elle pose plus de questions qu'elle ne fournit de réponse. La poursuite des investigations sur les paléoenvironnements fluviaux et leur confrontation avec d'autres cours d'eau alpestres permettra probablement de franchir une nouvelle étape. A terme, elle pourrait déboucher sur la reconstitution des fluctuations de l'activité fluviale des cours d'eau des Alpes du Nord pendant l'Holocène, en relation avec les changements des conditions environnementales.
# Chapitre 2 :

## LA DYNAMIQUE FLUVIALE DE L'ARVE
### AVANT LES AMENAGEMENTS FLUVIAUX.

#### 1) PROBLEMATIQUE DE L'ETUDE.

La dynamique fluviale de l'Arve aux 18ème et 19ème siècles, avant les premiers aménagements de grande ampleur, est caractérisée par un style à chenaux tressés ; ils divaguent dans une plaine alluviale qui occupe une grande partie du fond de la vallée. Comme on l'a déjà signalé, ce type de modèle fluvial caractérise des conditions environnementales fortement énergiques, avec des pentes raides, des débits importants et fortement contrastés. Les mouvements de la charge de fond graveleuse sont la forme de transport solide dominant dans les chenaux de tressage ; la nature des berges, constituées de matériel dépourvu de cohésion, mal fixé par une végétation dont le développement est compromis par la forte instabilité latérale de la rivière, est également l'une des caractéristiques de ce type de cours d'eau. Il n'est donc pas surprenant qu'aux 18ème et 19ème siècles le tressage soit le modèle géomorphologique de référence en milieu intra-montagnard, ce qui était le cas de la plaine alluviale de l'Arve : les écoulements avaient encore tous les excès que leur avait conféré la montagne toute proche ; la charge alluviale, arrachée aux versant plus ou moins bien protégés de l'érosion, s'accumulait en partie dans les lits fluviaux et gagnait la plaine alluviale en abondance. Il convient de ne pas minimiser le rôle considérable, parfois même prépondérant, de l'héritage géomorphologique postglaciaire sur la dynamique fluviale : la pente du plancher alluvial, le calibre et la répartition spatiale des sédiments hérités et stockés dans la plaine alluviale, les contraintes locales occasionnées par le cadre structural et en particulier la présence de cônes de déjection postglaciaires sont autant de paramètres indépendants des conditions en vigueur à l'instant de l'observation, mais qui vont conditionner la dynamique fluviale.

1) L'objectif de cette étude est dans un premier temps de démontrer la variabilité spatiale du modèle géomorphologique tressé de l'Arve dans les différentes sections de sa plaine alluviale, et à une époque (1730) où les interventions directes de l'homme sur la rivière demeuraient limitées. Ces changements dans l'espace du modèle des cours d'eau tressés ont été mis en évidence par de nombreux auteurs :

- Smith (1970) montre que le style de la rivière tressée Platte-Platte dans le Colorado et dans le Nébraska change d'amont en aval, en réponse à l'affinement de la charge de fond : les formes du lit sont des bancs longitudinaux dans la partie amont de la rivière ; vers l'aval, ils deviennent progressivement des bancs transversaux disséqués par les phénomènes d'érosion, ce qui favorise d'importantes modifications du relief du chenal actif ;

- l'étude de trois sections de la rivière Donjek, distantes de quelques dizaines de kilomètres, cours d'eau proglaciaire à charge graveleuse du Yukon (Canada), met en évidence des types de tressage différents : d'amont vers l'aval, on passe d'un style en "zig-zag" entre des cônes alluviaux à un tronçon presque rectiligne, puis au méandrage avec la présence de bras internes, (Rust, 1972). Ces sections différent également par leur pente, la sinuosité du chenal principal, le nombre de bras divagant entre les bancs de galets ; les granulométries moyenne et maximale diminuent rapidement vers l'aval, traduisant l'incapacité du cours d'eau à mouvoir sa charge la plus grossière.
Ces deux exemples confirment qu'il n'existe pas un modèle tressé unique : on essayera de caractériser celui de chacune des sections de la plaine alluviale de l'Arve aux 18ème et 19ème siècles et de déterminer les facteurs contrôlant le modèle du tressage.

2) Comme l'a démontré le chapitre précédent, le modèle géomorphologique de la rivière n'est pas une constante temporelle : le passage d'un style fluvial permettant le dépôt des sédiments fins à une sédimentation graveleuse, caractéristique d'une recrudescence de la torrentialité de la rivière au Boréal, en constitue une preuve. Une première synthèse des changements de la dynamique fluviale sur les 15 000 dernières années, faite par Starkel (1983), met en évidence une série de cycles de forte activité morphogénique séparés par de longues périodes de relative stabilité. Ces cycles se superposent à la tendance globale à la décroissance de l'activité fluviale, en relation avec la baisse progressive de la fourniture sédimentaire et de l'alimentation hydrique. Les changements plus récents, datant des derniers siècles sont tout aussi spectaculaires, comme le montrent ces deux exemples parmi beaucoup d'autres :

- dans les Basses-Terres du Dauphiné, Bravard (1987a, p. 87-88) démontre la modification du style fluvial du Rhône par recoupement de l'oxbow-lake du Saugey, probablement en 1690. Il l'interprète comme une progression vers l'aval du modèle tressé, qui fossilise partiellement le méandrage par apport amont de charge graveleuse et exhaussement du plancher alluvial ;

- Church (1983) observe un accroissement progressif de la stabilité de la Bella Coola en Colombie Britannique depuis 1893, sous l'effet d'une diminution du transport de la charge grossière. La réduction des apports sédimentaires issus de l'érosion des moraines néoglaciaires est le principal processus invoqué pour expliquer ce changement.

Le second objectif de cette étude est de démontrer la capacité du cours d'eau à changer de style fluvial. On étudiera en particulier l'impact de la péjoration climatique du Petit Age Glaciaire sur le style géomorphologique de l'Arve. La principale difficulté de ce type d'étude est l'interprétation des changements que l'on peut observer : ont-ils une origine naturelle ou sont-ils anthropiques ? De nombreux travaux montrent que les défrichements du Néolithique ou de l'Age du Bronze ont influencé la stabilité des pentes et l'évolution des fonds de vallée (Sclafert, 1957 ; Jorda, 1980 ; Brown et Barber, 1985...). Il n'est donc pas question de considérer le système fluvial, au cours des derniers siècles, comme vierge de toute influence anthropique indirecte, les défrichements ayant un impact sur les bilans de l'écoulement dans le bassin versant et la mobilisation des matériaux alimentant la rivière. Cependant, la démonstration de la recrudescence de l'activité fluviatile lors du Petit Age Glaciaire sera effectuée à l'aide de documents antérieurs à l'endiguement général de la rivière, période ou les impacts directs sur la dynamique fluviale demeuraient limités.

## 2) LES SOURCES DOCUMENTAIRES ET LES METHODES DE TRAVAIL.

### 2.1. : Origine et nature de la documentation.

L'étude de la dynamique fluviale de l'Arve aux 18ème et 19ème siècles nécessite le recensement et l'étude des documents anciens disponibles ; ils se présentent sous différentes formes et ont diverses origines :

1) Les cartes et plans constituent la base de la documentation permettant le diagnostic géomorphologique. Ce sont des instantanés de l'état du cours d'eau à une date donnée, dont la qualité et la précision peuvent être vérifiées par comparaison avec la première carte topographique au
1/20 000 de l'Institut Géographique National, publiée en 1941. Celle-ci a été établie d'après la photographie aérienne de 1936 et met en évidence le tracé des anciens bras de la rivière partiellement remblayés. Au moins deux documents cartographiques antérieurs à l'endigvement général du cours d'eau ont été retrouvés, sur chacune des sections de la plaine alluviale. Dans les sections non corrigées, d'autres documents sont disponibles et permettent de décrire l'évolution du tressage sur une période de 200 ans :

- le plus ancien document cartographique fiable est le cadastre sarde ou Mappe Sarde, établi entre 1728 et 1732 par les géomètres piémontais ; il est conservé aux Archives Départementales de la Haute-Savoie. Guichonnet (1955) a décrit son très grand intérêt pour les recherches d'histoire et de géographie sociale ; il n'a cependant pas évoqué son utilisation possible en géographie physique et en particulier en géomorphologie fluviale. La grande précision des mappes permet de reconstituer le tracé de la rivière et détermine l'affectation du parcellaire de la plaine d'inondation ; il s'agit donc d'un véritable état du paysage fluvial au 18ème siècle. La Mappe Sarde a été réalisée par Paroisses à l'échelle du 1/2400 : elle représente donc un cours d'eau morcelé qu'il est nécessaire de reconstituer pour disposer d'une image complète. Pour chacune des Paroisses de la plaine alluviale de l'Arve et riveraine de la rivière : a) on a calqué le tracé du cours d'eau et la nature du parcellaire de la plaine inondable ; b) on a assemblé les multiples documents ; c) on les a réduits par procédé photographique et redessinés à l'échelle du 1/25 000. Parfois, un mauvais assemblage a été mis en évidence dans les zones frontières entre communes ; de même, certaines incohérences du tracé de la rivière ont été observées sur certaines Mappes. Dans ce cas, on a interprété les documents afin de fournir une représentation plus conforme à la réalité de la dynamique de tressage. Ces modifications demeurent mineures et n'altèrent en rien le document original ;

- le projet général d'endigvement établi par l'ingénieur Bard en 1820 comportait le levé cartographique de l'ensemble du cours de l'Arve, avant que ne débutent les travaux. "Les plans sont une simple reproduction des plan cadastraux levés en 1730, sur lesquels on a indiqué les modifications survenues dans le cours de la rivière et figuré les digues projetées par deux traits parallèles. Des profils longitudinaux inscrits sur les rives de ces plans font connaître les cotes de nivellement ; mais malheureusement ces profils ne méritent aucune confiance " (rapport de l'ing. Faraguet, 10/11/1863 ; A.D.H.S. 6S 283). Le but du levé cartographique était de "démontrer les variations de la rivière depuis environ 90 ans, ce qui sert à mieux déterminer le nouveau cours à lui donner " (ing. Bard, 4 déc. 1821 ; A.D.H.S. 10 FS 33, 1817-25). Malgré d'actives recherches aux Archives Départementales de la Haute-Savoie et aux Archives d'Etat de Turin, ces documents n'ont pu être retrouvés. Heureusement, il en existe des copies partielles permettant de reconstituer le tracé de la rivière au début du 19ème siècle, dans de nombreuses sections de la plaine alluviale ;

- divers plans postérieurs à cette date ont été recensés. Le plus intéressant est sans conteste le plan, malheureusement partiel et très dégradé, établi en 1856 par l'ingénieur Impératori dans le bassin de Cluses (A.D.H.S. 10 FS 35 ; 35, paquet 1) ; son échelle est la même que celle des Mappes. Il a également été redessiné après réduction photographique du document original ;

- la réalisation du premier cadastre français dans la vallée de l'Arve date de 1869. Tous les documents ne sont pas contemporains de cette date, mais ont été dessinés au cours des 20 années suivantes ; cela demande certaines précautions d'utilisation, le tracé de la rivière ayant varié pendant cette période. Les tableaux d'assemblage au 1/10 000 déterminent la position d'un nouveau lit de l'Arve. Sur certains d'entre-eux, le tracé des chenaux n'apparaît pas ; les bancs de galet n'étant pas imposables, les géomètres de l'époque n'ont pas jugé nécessaire de les différencier des bras en eau de la rivière. Cependant, ils constituent une source documentaire indispensable pour la connaissance de la dynamique fluviale de l'Arve dans les secteurs non endigués au 19ème siècle. Leur échelle plus réduite les rend plus faciles à utiliser que la Mappe Sarde ; ils ont été assemblés
et redessinés au 1/25 000 après une simple réduction à la photocopieuse.

- les cartes de l'I.G.N. publiées en 1942 sont le dernier document mettant en évidence le tressage de l'Arve dans les sections non-endiguées de sa plaine alluviale. Elles ont été fréquemment utilisées, ainsi que les photographies aériennes de 1935-36, dont elles sont issues.

2) Les **profils en long** antérieurs à 1820 n'existent pas sur l'Arve ; celui établi à cette date n'est, paraît-t'il, pas utilisable et n'a pas été retrouvé, comme on l'a précédemment exposé. Le premier levé de la ligne d'eau précis et exact est celui figurant dans le projet d'endiguement du bassin de Cluses en 1856. Il se réfère à la cote d'altitude relative du carrefour de Cluses, aux abords du pont Neuf. On l'a calé par rapport à la cote absolue N.G.F. du lieu, en supposant que celle-ci n'avait pas variée de manière sensible depuis cette date. Le premier profil en long de l'ensemble du cours de l'Arve a été levé en 1912-13 par le Service des Grandes Forces Hydrauliques, lors d'une opération menée sur l'ensemble des rivières du Département.

3) Les **rapports d'ingénieurs** et la **correspondance administrative** retrouvés dans les Archives Départementales de la Haute-Savoie procurent d'indispensables compléments d'information. Ils permettent de pallier le manque de données quantitatives, en particulier l'absence de représentation des sections d'écoulement et le manque de profils en long. Les témoignages figurant dans ces documents permettent également une meilleure compréhension des processus géomorphologiques ; en outre, ils permettent par recoupements de vérifier la validité de l'information figurée sur les documents cartographiques et d'affiner leur interprétation. Ce sont donc d'indispensables auxiliaires de la carte ancienne, sans lesquels l'interprétation serait beaucoup moins précise, voire parfois erronée.

## 2.2 : Méthodologie

1) L'interprétation géomorphologique est fondée sur l'étude détaillée de chaque carte, appuyée par les témoignages de l'époque. L'**analyse synchronique** des différentes sections de la plaine alluviale permet de comparer les différents modèles de tressage à une date donnée ; l'**analyse diachronique** de sections identiques de la plaine alluviale à des dates diverses permet de déterminer les changements géomorphologiques : il peut s'agir de la simple migration d'un méandre vers l'aval, comme de modifications plus profondes remettant en cause le style géomorphologique de la rivière. La confrontation de profils en long levés à des dates différentes renforce la démonstration ; elle permet de définir quels sont les processus qui sont la cause des changements.

2) L'exploitation des documents cartographiques permet de calculer des **paramètres géomorphologiques semi-quantitatifs**. Ils sont mesurés directement sur les cartes originales à grande échelle. Comme l'indique Rust (1978), deux paramètres fondamentaux permettent de décrire le modèle géomorphologique d'une rivière, le taux de sinuosité et une mesure de la multiplicité des chenaux ; ils permettent de fonder la classification du système fluvial présentée dans le chapitre précédent :

1) le **taux de sinuosité** est défini par Leopold et Wolman (1957, p. 60) comme le ratio de la longueur du talweg sur la longueur de la vallée ; il est généralement appliqué au cours d'eau à chenal unique. Brice (1964, p. D25-26) définit un "indice de sinuosité" qui est le ratio de la longueur du chenal sur la longueur de l'axe de la bande de méandrage. Il peut être calculé pour la totalité d'un tronçon de vallée ou par unité de longueur (par exemple un kilomètre). Si le calcul d'un indice de sinuosité est simple dans le cas d'un chenal unique, il pose un problème méthodologique pour les rivières tressées : faut-il prendre en compte tous les chenaux ou n'utiliser que le chenal principal ? Maizels (1979) estime plus précis de calculer la sinuosité
<figure><img src="image_60.png" /></figure>

L1=longueur développée du chenal (des chenaux)

L2=longueur développée de la bande active mesurée à son axe

L3=longueur de la vallée

$$ \text{Taux de sinuosité brut } S = L1/L2 $$

<figure><img src="image_61.png" /></figure>

**Figure 2.1** : Indices de tressage et de sinuosité sur un chenal tressé (N : nombre moyen de bras ; S̄ : taux de sinuosité moyen).
moyenne, ratio de la sinuosité calculée en additionnant la longueur de tous les chenaux sur le nombre moyen de bras dans la vallée ou la portion de vallée considérée ; on reviendra ci-dessous sur la méthode de calcul du nombre de bras. Bravard (1987a, p. 98-100) détermine un double indice sur les secteurs tressés du Haut-Rhône, la sinuosité du bras principal et celle du bras le plus sinueux. Dans cette étude, on calculera le taux de sinuosité en divisant la longueur du chenal principal par celle de l'axe de la bande d'activité de la rivière. (Figure 2.1A);

2) de nombreuses méthodes de calcul d'un indice de multiplicité des chenaux ont été utilisés par différents auteurs :

A) Bravard, comme Leopold et Wolman (1957), calcule "la longueur développée des chenaux ou bras en eau courante" par kilomètre de vallée (1987a, p. 101). C'est un indice de développement des chenaux de tressage qui bien entendu est fontion de leur nombre mais également de leur sinuosité ; Maizels (1979) l'appelle de manière ambigue taux de sinuosité brut ;

B) Brice (1964, p. D27-28) définit un indice de tressage sur la base des observations suivantes : 1) les îles végétalisées sont ordinairement les seules formes émergées durant la période limite avant débordement. Le tressage paraît à peu près constant dans sa forme ; il est caractérisé par un indice de tressage "stabilisé", ratio du périmètre des îles sur la longueur de l'axe de la bande active ; 2) les bancs sans couverture végétale sont immergés pour des débits voisins du débordement. Le tressage change de style avec le niveau de la rivière ; pour chacun d'entre-eux, on peut calculer un indice "éphémère", ratio du périmètre des bancs sur la longueur de l'axe de la bande active ; 3) l'indice total prend en compte le périmètre des îles et des bancs. Seul l'indice "stabilisé" est utilisable lors d'une comparaison entre différents cours d'eau ; malheureusement, c'est aussi le moins utile ;

C) Rust (1978) se libère de la contrainte imposée par la dépendance de niveau en définissant le périmètre "d'une tresse", comme la ligne médiane des chenaux entourant chaque banc ou île, qu'ils soient en eau ou pas (Figure 2.2A). Il s'ensuit que la longueur de la tresse est la distance rectiligne entre ses deux extrémités. La mesure de l'intensité du tressage ou "paramètre de tressage" est exprimée comme le nombre de bras par "longueur d'onde moyenne d'un méandre" (Figure 2.2B). La définition du paramètre de tressage, telle qu'elle est donnée par Rust, ne nous convient pas pour deux raisons : 1) il n'est pas généralement pas possible de définir une "longueur d'onde moyenne" sur un cours d'eau tressé, au tracé très rectiligne ; 2) la manière dont sont comptés les bras ne reflète pas du tout la réalité géomorphologique (voir Figure 2.2B), chaque chenal étant artificiellement divisé en deux par une ligne médiane fictive.

Ces remarques nous conduisent à proposer une variante des paramètres de tressage et indices de sinuosité de Rust (1978) qui nous semblent plus adaptés aux rivières à bras multiples (Figure 2.1B) : ils sont tous deux calculés par unité de longueur de l'axe de la bande active (par exemple le kilomètre). Le paramètre de tressage ou nombre moyen de chenaux est la somme de la longueur de chaque bras mesuré parallèlement à l'axe de la bande active que divise l'unité de longueur. Le taux de sinuosité moyen est la longueur développée des chenaux par unité de longueur que divise le nombre moyen de bras. Ce taux de sinuosité moyen peut être directement comparé à l'indice de sinuosité défini pour les cours d'eau à chenal unique. Comme l'indique Rust, tous les chenaux visibles, même s'ils ne sont pas en eau, doivent être pris en compte, afin de limiter l'influence du niveau de la rivière sur le calcul du paramètre de tressage. La définition du rang des bras et des bancs peut également permettre le choix d'une certaine catégorie de chenaux pour calculer ce paramètre.

Comme l'ont suggéré les remarques précédentes, le calcul d'un paramètre de tressage comparable sur différentes sections d'un même cours d'eau n'est possible que si l'on dispose de
<figure><img src="image_62.png" /><figcaption>**Figure 2.2** : Indice de tressage et calcul de l'ordre des bancs et des chenaux
(source : Rust, 1978).</figcaption></figure>
photographies aériennes permettant de repérer tous les chenaux, y compris ceux qui ne sont pas en eau. Ces derniers n'apparaissent pas sur les documents cartographiques anciens et cartes topographiques récentes. A titre de test, on a comparé le tracé de la rivière déterminé sur la photographie aérienne de 1936, sur une section tressée du bassin de Cluses, avec celui figurant sur la carte IGN de cette même date (Figure 2.3). Il apparaît que le cartographe a interprété la dynamique fluviale figurant sur la photographie aérienne : il a surestimé le niveau de la rivière puisque plusieurs bras supplémentaires sont en eau par rapport à ce que montre la photographie ; il n'a pas signalé un certain nombre de chenaux à sec que le calcul rigoureux du paramètre de tressage nécessiterait de prendre en compte. En définitive, le calcul du paramètre de tressage n'est jamais à effectuer sur carte topographique et encore moins sur des cartes anciennes.

La question est de savoir quels sont les paramètres semi-quantitatifs utilisables lors d'une analyse de la dynamique fluviale sur cartes anciennes. Il apparaît que le taux de sinuosité est un indice facile à déterminer sur de tels documents : on calculera le taux de sinuosité du chenal principal sur les différentes sections de la plaine alluviale de l'Arve. Le paramètre de tressage ne peut être calculé en toute rigueur ; on lui préférera un taux d'activité du tressage, mesuré par la largeur de la bande active. Celle-ci est définie comme étant l'emprise des chenaux en eau et des bancs de galet non végétalisés. L'absence de végétation sur les bancs est indicatrice d'une inondation active, avec mise en mouvement des galets dont la fréquence est probablement annuelle. Les mesures sont effectuées perpendiculairement à l'axe de la bande active et équidistantes de 250 mètres. Lorsque le transect coupe une île végétalisée, la distance qui la recoupe n'est pas comptabilisée. La détermination du taux d'activité du tressage présente les avantages suivants : 1) c'est une mesure simple et extrêmement rapide ; 2) on s'affranchit de la contrainte méthodologique imposée par l'absence d'information sur le niveau de la rivière au moment où elle a été représentée ; 3) on peut comparer sans précaution particulière les taux d'activité de multiples sections de la plaine alluviale à une même date ou d'un unique tronçon à des périodes différentes ; 4) lorsque sur certaines cartes, tels les documents cadastraux, les chenaux à l'intérieur de la bande active ne sont pas représentés, on dispose quand même d'un indicateur de l'activité géomorphologique du cours d'eau.

## 3) LES MODELES TRESSES DE L'ARVE EN 1730.

A partir de l'examen conjoint de évolution amont-aval de la largeur de la bande active et du taux de sinuosité du chenal principal, ainsi que d'une série de cartes présentant le tracé en plan de la rivière dans les différentes sections de sa plaine alluviale, on essayera de décrire les modèles tressés de l'Arve en 1730.

### 3.1: L'Arve dans le bassin de Sallanches.

Les limites de la plaine alluviale de l'Arve dans le bassin de Sallanches sont fixées par une série de cônes de déjection (Figure 2.4) : 1) en amont, l'Arve sortant d'un parcours de plusieurs kilomètres en gorge racordant la vallée de Chamonix au bassin de Sallanches a édifié un important cône de déjection ; le Bon-Nant a fait de même au sortir de sa vallée encaissée ; 2) à l'aval, la plaine alluviale est réduite à un simple chenal, les cônes de déjection des torrents de Reninges et de la Sallanche qui se font face, occupant toute la largeur de la vallée et imposant une forte contraction de l'écoulement. Ils ont constitué des sites privilégiés d'installation des populations, à l'abri des inondations très fréquentes de la rivière, mais sous la menace permanente des crues torrentielles,
<figure><img src="image_63.png" /><figcaption>2) Tracé de l'Arve d'après la carte topographique de 1942</figcaption></figure>

<figure><img src="image_64.png" /></figure>

**Figure 2.3** : Comparaison des tracés de l'Arve figurant : 1) sur la photographie aérienne de 1936 ; 2) sur la carte topographique de 1942, tirée de la photographie de 1936.
<figure><img src="image_65.png" /><figcaption>Figure 2.4 : Modèle fluvial tressé de l'Arve dans le bassin de Sallanches en 1730 (d'après la Mappe Sarde).</figcaption></figure>
de moindre périodicité. Ce barrage aval du bassin de Cluses fut un point de passage privilégié d'une rive à l'autre de l'Arve et un pont fut édifié très tôt, reliant la ville de Sallanches au village de St-Martin sur Arve, établi sur la rive droite de la rivière (Figure 2.5).

L'une des plus anciennes descriptions de la plaine alluviale de l'Arve dans le bassin de Sallanches est donnée par de Saussure lors de son "voyage dans les Alpes" (1776): "Le fond de la vallée est si plat, que pour peu que la rivière se déborde elle l'inonde en entier; même dans les temps ordinaires, elle en couvre une grande partie et le moindre obstacle lui fait changer de lit presque d'un jour à l'autre. Lorsque l'Arve est basse, cet espace sablonneux et aride présente un aspect triste et ingrat, mais quand il est inondé, la vallée ressemble à un lac". Par ces deux phrases, de Saussure décrit avec précision la dynamique de tressage de l'Arve, caractérisée par une intense activité morphogénique: à l'étiage, les eaux circulent dans de multiples bras séparés par de vastes bancs de galets, appelés aussi "glières" (Figure 2.4). Chaque hausse du débit mobilise la charge graveleuse et provoque d'importants remaniements sédimentaires; ils favorisent la migration des chenaux et le balayage en quelques années de l'ensemble de la plaine alluviale. De maigres formations végétales buissonnantes ou "broussailles" marquent la limite de la bande d'activité de la rivière. Le maintien d'un stade végétal arbustif dans la plaine inondable ne résulte pas seulement des incessants déplacements latéraux des chenaux, mais également de son intensive exploitation par l'homme, lors d'affouages périodiques ou comme lieu de pâturage. D'après Bravard (1987a), il est probable que cette utilisation de l'espace inondable a eu une incidence non négligeable sur la dynamique fluviale, en limitant la résistance des berges aux érosions de l'Arve. L'effet fixateur sur le chenal, des formations végétales de la plaine d'inondation et notamment celui de leur appareil racinaire a été reconnu à plusieurs reprises (Smith, 1976; Bergeron et Roy, 1985).

Si les pentes locales de la ligne d'eau ont changé depuis le 18ème siècle, il est peu probable que les pentes moyennes du cours d'eau sur une longue section de plaine alluviale aient été fortement modifiées: à la sortie des gorges de l'Arve et jusqu'à Sallanches, la pente moyenne du cours d'eau est très raide, environ 0,006; le régime encore fortement marqué par l'influence de la haute-montagne englacée est très contrasté. La rivière a donc ici toutes les caractéristiques d'un cours d'eau de montagne fortement énergique:

- l'analyse graphique de la largeur de la bande active met en évidence le caractère unitaire de cette section de la plaine alluviale, entre les gorges de l'Arve à l'amont et les cônes torrentiels à l'aval (Figure 2.6 A). La bande de remaniement est continuellement très large, en moyenne 450 mètres; les immenses bancs graveux émergés à l'étiage constituent autant de mégaformes de sédimentation assurant le stockage de la charge graveleuse. La largeur de la bande active chute brutalement à ses extrémités amont et surtout aval, ce qui démontre le rôle géomorphologique considérable des cônes de déjection barrant la vallée. Cette formidable activité morphodynamique de la rivière indique que les apports graveux sont considérables, l'alimentation de la plaine alluviale se faisant à la fois par la haute-Arve chamoniarde et le Bon-Nant. Il est probable qu'au cours du 18ème, la plaine alluviale s'exhausse progressivement; le caractère marécageux des marges méridionales de la vallée et le drainage des ruisseaux locaux parallèlement à la bande active (ils ne rejoignent l'Arve qu'en amont du cône de déjection de la Sallanches) accréditent cette hypothèse;

- les taux de sinuosité du chenal principal sont très faibles, en moyenne de 1,05 (Figure 2.6 B). Cette valeur n'est pas surprenante: à partir d'expérimentations sur modèle réduit, Schumm et Khan (1972) mettent en évidence la relation liant le taux de sinuosité des chenaux de tressage et la pente de la vallée. Il est probable que la faible valeur du taux de sinuosité du chenal principal de l'Arve dans le bassin de Sallanches est une adaptation de la rivière à la nécessité d'évacuer la charge graveleuse en excès, stockée dans la plaine alluviale; cette évacuation n'est possible que si la pente du lit demeure rectiligne, afin de minimiser les pertes de charge diminuant
<figure><img src="image_66.png" /><figcaption>**Figure 2.5** : Pont de Saint-Martin sur Arve, édifié en 1776 (photographie de l'auteur).</figcaption></figure>
<figure><img src="image_67.png" /></figure>

<figure><img src="image_68.png" /></figure>

<figure><img src="image_69.png" /></figure>

Figure 2.6 : Evolution amont-aval de : A) la largeur de la bande active en 1730 ; B) de la sinuosité du chenal principal en 1730 ; C) de la pente de la ligne d'eau en 1912-13.
la capacité de transport. Elle traduit probablement une phase d'instabilité de la rivière, résultant d'une fourniture sédimentaire excessive.

## 3.2 : La cluse de l'Arve.

Dans la cluse de l'Arve, le modèle géomorphologique de la rivière subit une profonde modification. La largeur de la vallée diminue progressivement jusqu'à atteindre un minimum au passage de la cluse, à l'extrémité aval de la section étudiée. Le fond de la vallée est dominé par un vigoureux relief et les dénivellations atteignent souvent 2000 mètres entre les lignes de crête et la plaine alluviale. De multiples torrents drainent les versants escarpés ; en 1730, tous ne sont plus actifs, mais ont édifié de volumineux cônes de déjections au cours de l'Holocène. Ces cônes sont autant d'obstacles pour la rivière, ce qui explique son tracé fortement sinueux (Figure 2.7) : c'est le modèle en "zig-zag" décrit par Rust (1972).

La pente globale de la rivière décroît régulièrement d'amont en aval ; elle est en moyenne de 0,0034 entre les ponts de Saint-Martin et de Cluses. Le modèle de la plaine alluviale est décrit par l'évolution amont-aval de la largeur de la bande active (Figure 2.6 A) : il apparaît qu'excepté dans un court tronçon, immédiatement en aval des cônes des torrents de la Sallanche et de Reninges, elle est beaucoup moins large que dans la plaine alluviale de Sallanches. On notera également la forte variabilité de cette largeur, comprise entre un minimum de 80 mètres et un maximum de 450 mètres à l'amont, mais jamais plus de 300 mètres au milieu de la cluse. Elle indique le contrôle géomorphologique exercé par les cônes de déjection sur le modèle du tressage : chacun d'entre-eux provoque la contraction de la rivière et la réunion des multiples bras en un chenal unique ; au contraire la bande active est plus large et l'écoulement divisé en plusieurs bras, dès que leur influence sur la géométrie du chenal diminue.

Le taux de sinuosité du chenal principal par rapport à l'axe de la bande active varie de 1 à 1,14 d'amont en aval ; il est minimal au droit des cônes de déjection. C'est le taux de sinuosité du chenal principal mesuré par rapport à l'axe de la vallée qui est le meilleur indicateur des divagations de la rivière. Il a pour valeur moyenne 1,6 sur la section de plaine alluviale étudiée.

En définitive, il convient de retenir qu'à chaque fois que le contrôle géomorphologique des cônes de déjection diminue, la rivière occupe la presque totalité de l'espace disponible au fond de la vallée et y stocke sa charge graveleuse.

## 3.3 : L'Arve dans le bassin de Cluses.

Comme le faisait remarquer Blanchard (1940, p. 93), le tracé de la plaine alluviale de l'Arve au 18ème siècle est conditionné par la présence de nombreux cônes de déjection qui occupent la plus grande partie du bassin de Cluses (Figure 2.8). Ces cônes ont été construits par les affluents torrentiels qui drainent le flanc septentrional du Bargy ; à l'aval de la zone étudiée, l'énorme cône du Giffre a repoussé l'Arve contre le flanc gauche de la vallée, sapant latéralement le petit appareil de Vougy, dont des lambeaux apparaissent aujourd'hui suspendus. L'Arve lui-même a édifié un puissant cône de déjection holocène en épandant sa charge graveleuse dès la sortie de la cluse. La largeur de la plaine de remaniement historique construite entre les cônes n'atteint jamais ! kilomètre, excepté au droit du cône alluvial du Giffre, où un brusque élargissement témoigne de la présence d'une ancienne zone de confluence (Peiry, 1986). Dans cette section, la pente de la vallée s'établit à 0,0030.
<figure><img src="image_70.png" /></figure>

Figure 2.7 : Modèle fluvial "en "zig-zag" de la rivière dans la cluse de l'Arve en 1730 (d'après la Mappe sarde).
<figure><img src="image_71.png" /></figure>

**Figure 2.8** : Plaine alluviale de l'Arve dans le bassin de Cluses : elle divague entre les multiples cônes alluviaux obstruant en partie la vallée.

La Mappe Sarde de 1730 présente un cours d'eau très peu perturbé par les endiguements qui n'existent qu'aux environs de Cluses, sur quelques centaines de mètres de longueur (voir Figure 2.12). En aval de la zone protégée, le lit mineur s'élargit brusquement jusqu'à atteindre un maximum de 600 mètres et on observe un dense réseau de chenaux, témoignant d'une extrême intensité du tressage. Les eaux se concentrent à nouveau en amont de la confluence avec le torrent de Marnaz : le tressage se simplifie fortement ; les bras sont moins nombreux, plus étroits et séparés par des îles couvertes de broussailles ; on n'observe pas de véritable zone d'accumulation de la charge graveleuse. Un tel modèle persiste jusqu'au confluent du Giffre, à l'extrémité aval de la section étudiée. La plaine d'inondation est végétalisée ; comme dans le bassin de Sallanches, la forte pression anthropique exercée par l'affouage empêche la végétation ligneuse de se développer au-delà de la broussaille.

L'analyse de l'évolution amont-aval de la largeur de la bande active met parfaitement en évidence ce changement de modèle ; on observe une nette diminution de la largeur qui se produit de manière extrêmement brutale, passant d'une moyenne de 400 mètres à environ 150 mètres. Le taux de sinuosité du chenal principal est dans l'ensemble très faible et inférieur à 1,1, excepté à l'amont immédiat du confluent du Giffre ou un léger coude lui fait dépasser une valeur de 1,2 (Figure 2.6).

Le fait important de l'analyse du tracé en plan de l'Arve en 1730, dans le bassin de Cluses est la mise en évidence d'une rupture géomorphologique qui témoigne probablement qu'un changement de modèle fluvial est en train de se produire. L'analyse diachronique de l'Arve dans le bassin de Cluses permettra, un peu plus loin, de le démontrer de manière plus rigoureuse.
### 3.4: L'Arve entre le confluent du Giffre et Bonneville.

L'Arve, entre le confluent du Giffre et Bonneville s'écoule dans une nouvelle section de sa plaine alluviale, barrée aux extrémités amont et aval par les cônes du Giffre et du Borne (Figure 2.9). Le Giffre constitue l'affluent majeur de l'Arve. On peut supposer que l'arrivée d'une nouvelle charge hydrique et minérale va provoquer des changements du modèle fluvial. La pente de la vallée est un peu plus faible que dans le bassin de Cluses ; elle passe de 0,0030 à 0,0027.

L'analyse du tracé en plan de l'Arve en aval de la zone de confluence montre effectivement un net changement du style géomorphologique, par rapport aux sections situées plus en amont :

- le modèle reste tressé ; la largeur de la bande active se renforce notablement par rapport à la section immédiatement supérieure au confluent du Giffre et atteint une moyenne de 385 mètres. On notera localement de brutales diminutions de la largeur de la bande active qui apparaissent très nettement sur la figure 2.9. Il s'agit très probablement de la mise en évidence de l'effet ponctuel de digues et d'épis qui restreignent localement la section d'écoulement et modifient la largeur de la bande active ; en effet, les textes anciens du 18ème siècle indiquent leur existence en plusieurs points ;

- le chenal principal est beaucoup plus sinueux que dans les sections supérieures de la rivière. Il décrit une série de sinuosités plus ou moins prononcées, jusqu'à la nouvelle contraction de l'écoulement à Bonneville ; dans une moindre mesure, l'observation de la sinuosité de la bande active met en évidence un modèle similaire. Certaines sections du tracé en plan peuvent même être assimilés à des méandres, comme c'est le cas immédiatement en aval du confluent du Giffre. La détermination des taux de sinuosité par kilomètre de chenal (Figure 2.6 B) met parfaitement en évidence ce changement du modèle fluvial ; dans cette section, il atteint une valeur de 1,4, maximum de toutes les sections la plaine alluviale de l'Arve, en 1730.

La plaine d'inondation est constituée essentiellement de terrains recouverts de broussailles, fréquemment affouées. Plusieurs zones défrichées, en prairie et en culture peuvent être observées en amont de la section étudiée ; elles sont établies en arrière de digues qui les protégent des érosions de la rivière. Au droit du cône alluvial du Bronze, on note la présence de sinuosités qui sont les témoins d'anciens chenaux de l'Arve. Les bras morts sont situés dans un secteur cultivé et ne semblent pas être inondés lors des crues de la rivière, ou alors uniquement lors des plus grandes crues, par des eaux passives. Immédiatement en amont de Bonneville, l'un de ces anciens chenal de rive gauche est réduit à l'état de marécage, mettant en évidence un effet probable de blocage de l'écoulement en arrière du cône alluvial du Borne. On notera également le tracé "à contre sens" qu'emprunte le torrent du Bronze, puisqu'il remonte la vallée sur une distance d'environ 500 mètres, avant de se diriger vers l'Arve. Cet écoulement ne fut pas sans poser des problèmes sérieux lors des épisodes de crue de l'affluent, celui-ci ayant tendance à couper tout droit sur son cône et à envahir les terrains agricoles du hameau de Thuet, sur lesquels il abandonnait une abondante charge graveleuse.

L'examen du tracé en plan de l'Arve de 1820 montre que pendant les 90 années suivant le premier levé cartographique, le modèle de la rivière ne changera pas fondamentalement. On notera simplement la migration en composante aval du méandre d'Honnay sur une distance d'environ 60 mètres et son recoupement par un chenal de chute (Figure 2.9).
1730

<figure><img src="image_72.png" /><figcaption>Figure 2.9 :</figcaption></figure>

Modèle tressé de l'Arve entre le confluent du Giffre et Bonneville : en 1730 (d'après la Mappe sarde) ; en 1820 (d'après un plan d'endiguement).
<figure><img src="image_73.png" /><figcaption>Figure 2.10 : Modèle traspéré de l'Arve entre Bonneville et le pont de Bellecombe : en 1730 (d'après la Mappe sarde) ; en 1820 d'après un plan d'endigement partiel).</figcaption></figure>
### 3.5 : La basse Arve, entre Bonneville et le pont de Bellecombe.

La section entre Bonneville et le pont de Bellecombe constitue un nouveau tronçon bien délimité de plaine alluviale, à l'amont par le cône du Borne et à l'aval par le profond encaissement de l'Arve dans les terrasses quaternaires de la basse vallée.

La figure 2.10 présente le tracé en plan de l'Arve en 1730. On reconnaît le style en tresse, caractéristique de l'Arve dans sa plaine alluviale. Cependant les chenaux sont assez peu nombreux. La bande active, bien que d'une largeur moyenne d'environ 300 mètres semble un peu plus réduite que dans la section précédente du cours d'eau. De plus, le graphe de la figure 2.6 A fait également apparaître une forte variabilité spatiale de la largeur de la bande active qui, contrairement au cas précédent, ne semble pas pouvoir être imputée à la présence de digues restreignant les sections d'écoulement. La sinuosité du chenal principal demeure assez forte ; elle oscille entre 1,1 et 1,3, excepté dans la partie médiane de la section d'étude, où elle est de 1,05.

La plaine inondable est couverte de broussailles ; on y observe de multiples traces d'écoulement, témoins des fréquents déplacements de la rivière. Dans les zones cultivées en 1730, le cadastre sarde met aussi en évidence la présence de bras morts, la plupart d'entre-eux étant fortement sinueux. Parmi ceux-ci, un ancien chenal établi sous le hameau de Toisinges, a fortement érodé le cône alluvial du Borne qui se trouve en ce point perché au dessus de la plaine alluviale de l'Arve. De même, on observera la présence d'un ancien bras fortement sinueux, présentant l'allure typique d'un oxbow-lake, appelé méandre de la Papeterie, peu en aval du précédent. Dans la partie aval de la section étudiée deux méandres abandonnés étagés témoignent du lent enfoncement de la rivière ; le plus récent d'entre-eux, porte l'appellation caractéristique "les champs courbes". On voit que pour tous ces anciens chenaux la cartographie ancienne n'est d'aucun secours pour permettre leur datation ; ils sont pour la plupart complétement déconnectés du cours de la rivière, ce qui fait penser qu'ils sont très antérieurs à 1730.

L'examen des documents cartographiques postérieurs à la mappe sarde ne permet pas de démontrer une transformation radicale du modèle tressé de la basse-Arve, au cours du 19ème siècle et pendant la première moitié du 20ème siècle, en tout cas dans la partie aval de la section étudiée (voir Figure 3.4). Cependant, on verra dans le chapitre suivant que l'endiguement de la rivière en amont de Bonneville a modifié le modèle fluvial au sortir des digues, en favorisant un renforcement de l'activité du tressage.

### 3.6 : L'Arve dans la plaine alluviale d'Etrembières.

Après un parcours de plusieurs kilomètres encaissé entre les hautes terrasses de retrait glaciaire de la basse vallée de l'Arve qui empêchent toute divagation du chenal, la rivière débouche dans le bassin ovoïde d'Etrembières. Celui-ci a été surcreusé par l'Arve tardiglaciaire et holocène, comme en témoigne la présence de nombreuses terrasses étagées, mises en évidence dans le chapitre précédent. Cet élargissement contraste avec l'encaissement de la rivière en amont et en aval de la plaine alluviale d'Etrembières ; elle semble être le résultat d'un phénomène d'érosion différentielle, dû à une moins bonne résistance à l'affouillement des dépôts de retrait glaciaire de ce secteur.

L'analyse de la mappe sarde de 1730 montre que la rivière profitait de cet élargissement pour rétablir son style géomorphologique tressé (Figure 2.11). Le changement n'intervenait pas immédiatement en aval de la confluence Arve-Menoge, où l'élargissement de la vallée n'était pas suffisant pour permettre la libre divagation de la rivière, mais se produisait en aval du pont d'Etrembières. A partir de ce point, la plus forte largeur de la bande d'activité fluviale atteste le
<figure><img src="image_74.png" /></figure>

**Figure 2.11** : Modèle tressé de la basse-Arve dans la plaine alluviale d'Etrembières, en 1730 (d'après la Mappe sarde).
changement de modèle ; celle-ci dépassait en plusieurs points 200 mètres, en dépit de la contraction probable de l'écoulement par des digues ponctuelles, notamment sur le territoire de la commune de Gaillard, en aval du pont d'Etrembières. Dans le même temps, le taux de sinuosité du chenal principal augmentait également jusqu'à atteindre une valeur maximum de 1,2, dans la partie aval du bassin ovoïde. A son arrivée en territoire suisse, l'Arve s'encaissait à nouveau dans les formations quaternaires et retrouvait un chenal unique.

L'étude des documents cartographiques plus récents (carte d'Etat Major de 1869, carte IGN de 1942) montre que le modèle tressé a persisté jusqu'au milieu du 20ème siècle en particulier dans la partie aval de la plaine alluviale d'Etrembières, en dépit de l'endiguement longitudinal de la rive droite; celui-ci est intervenu entre 1874 et 1891, sur une longueur de 2107 mètres (Peiry, 1984).

* * *

En définitive, l'analyse synchronique de la dynamique fluviale de l'Arve avant les aménagements fluviaux de grande ampleur a permis de démontrer la multiplicité des modèles tressés. Cette analyse a été menée en utilisant de manière conjointe la cartographie ancienne et les paramètres semi-quantitatifs calculés sur les cartes (largeur de la bande active, sinuosité du chenal principal). On recherchera plus loin les causes de cette diversité spatiale du modèle géomorphologique tressé.

## 4) LE CHANGEMENT DU MODELE GEOMORPHOLOGIQUE DE L'ARVE DANS LE BASSIN DE CLUSES.

L'analyse des modèles de tressage a montré qu'à une date donnée, ils différaient d'une section à l'autre de la plaine alluviale. L'objectif de l'étude qui va suivre est de mettre en évidence les variations temporelles du style fluvial, sur une section déterminée de la rivière. On étudiera les changements intervenus dans le bassin de Cluses après la rupture géomorphologique de 1730.

### 4.1 : La recrudescence de l'activité fluviatile.

#### 4.1.1 : Le tracé en plan.

L'analyse du modèle géomorphologique de l'Arve à trois dates met en évidence le renforcement du tressage de la rivière (Figure 2.12) :

1) on a développé précédemment l'analyse du style géomorphologique de l'Arve dans le bassin de Cluses en 1730. Le fait marquant est la mise en évidence par la carte d'un changement de modèle fluvial, qui semble se produire en tête du bassin de Cluses dans les premières décennies du 18ème siècle : l'activité fluviatile s'accroît, ce qui se traduit par un développement progressif du modèle tressé ;

2) le plan partiel de la rivière levé par l'ingénieur Impératori en 1856 met en évidence d'importants changements de la dynamique fluviale par rapport à l'état de 1730. Les travaux de défense se sont multipliés et une digue longitudinale de plus de 2 kilomètres protège le territoire de Cluses ; sur la rive gauche, l'endiguement est moins développé. En amont de Thyez, les modifications géomorphologiques sont importantes : la bande active s'est considérablement élargie depuis 1730, elle mesure en moyenne 400 mètres. Le tressage est plus actif qu'en 1730 et la
<figure><img src="image_75.png" /><figcaption>Figure 2.12 : Evolution du modèle tressé de l'Arve dans le bassin de Cluses entre 1730 et 1936. On notera la construction de zones de sédimentation après 1730.</figcaption></figure>
rivière attaque latéralement la rive septentrionale ; de nombreux chenaux se sont constitués sur le territoire de cette commune, au détriment des terrains agricoles. L'église de Thyez et son cimetière sont sous la menace directe des corrosions et divagations de la rivière. Les témoignages écrits attestent la validité des informations figurées sur les cartes : au cours de la première moitié du 18ème siècle, "la rivière a détruit ou emporté et réduit en glières plus de quinze cents journaux (440 ha) de terreins cultifs de la plaine de Cluses, Thy et Marigny située sur son bord droit (...); elle en a réduit en mauvais marais plus de huit cents (240 ha) et le restant de ladite plaine est éminemment exposé à subir le même sort" (architecte Cheneval, 1760 ; A.D.H.S. IV C 516, fol. 490). Les pertes agricoles sont lourdes ; elles témoignent d'une activité de la dynamique fluviale qui semble nouvelle ;

3) l'attaque et la corrosion des bras de l'Arve sur sa rive septentrionale rendent nécessaire la protection de la commune de Thyez par la construction, à partir de 1885, d'une digue longitudinale. En 1936, le lit de l'Arve tresse toujours, ce qui caractérise la poursuite de l'instabilité morphodynamique. La digue a repoussé la rivière contre les cônes alluviaux des torrents de Marnaz et de Scionzier et provoqué une nette diminution de la largeur de la bande active. Ceux-ci sont sapés par la divagation des chenaux de tressage, comme cela apparaît dans la partie amont de la bande de remanement. Les terrains de la rive droite, abandonnés par la rivière, se sont couverts d'un dense taillis. De nombreux bras morts alimentés en hautes eaux par des infiltrations d'origine phréatique témoignent des anciens lits. Notons que leur position coïncide remarquablement bien avec celle des chenaux figurant sur le plan de 1856, ce qui permet de vérifier la validité des informations que fournit le document. En amont du village de Thyez, trois excavations ouvertes dans l'ancien lit du 19ème siècle donnent naissance aux lacs de Nanty. Les graviers prélevés seront utilisés pour la construction de la voie ferrée reliant Bonneville à Cluses, mise en service en 1890. L'ouverture de ces ballastières entraîna de vives protestations des riverains occupés à l'endiguement : ils craignaient qu'elle favorise le retour accidentel de la rivière dans son ancien lit lors d'une crue (Conseil de Thyez, 9 avril 1887 ; A.D.H.S. 4 S 201).

### 4.1.2 : Le profil en long.

Un suivi de l'évolution des profils en long est possible, puisque l'on dispose d'un document antérieur au profil général de 1912-13. La comparaison des profils de 1856 et 1912 démontre l'instabilité géomorphologique de l'Arve dans le bassin de Cluses. On observe un net basculement de la ligne d'eau (Figure 2.13) : l'Arve a incisé son lit dans la traversée de Cluses ; au contraire, celui-ci s'est exhaussé d'environ deux mètres au droit du village de Thyez. Cette élévation du plancher alluvial explique l'extension d'un tressage actif à l'ensemble du bassin de Cluses et l'accroissement de l'instabilité latérale de la rivière.

L'analyse des archives manuscrites fournit d'indispensables compléments d'information sur les effets et mécanismes de l'exhaussement, pour la période antérieure au premier levé de la ligne d'eau. Tous les textes concordent : "le lit de la rivière d'Arve dans son parcours entre les communes de Thyez et de Scionzier s'est progressivement et prodigieusement élevé depuis quelques années par l'effet des graviers qui s'y sont accumulés". Cet exhaussement a accru la tendance à l'instabilité latérale, "déviant la masse des eaux en plusieurs bras dont certains se sont frayés un chemin dans des terrains très élevés. (...) Les torrents de Scionzier et de Marnaz ne peuvent plus se dégorger dans l'Arve dont le lit est plus élevé (...); ils accumulent leurs graviers dans leurs anciens cours et sur les propriétés riveraines" (Diguement de Thyez et Scionzier, 1845, A.D.H.S. 10 FS 34). La vague caillouteuse progresse d'amont en aval par progradation, comme en témoigne l'architecte Cheneval, responsable de l'endiguement en 1759 : "(...) c'est sur les plaines de Cluses et de Thy qu'elle (l'Arve) fait ses dépos et qu'elle s'étend sur icelles à mesure qu'elle a comblé son lit" (A.D.H.S. IV C 516, fol. 526-31).
<figure><img src="image_76.png" /><figcaption>**Figure 2.13** : Basculement du profil en long de l'Arve moyenne entre 1856 et 1912.</figcaption></figure>

<figure><img src="image_77.png" /><figcaption>**Figure 2.14** : Evolution de la largeur de la bande active de l'Arve moyenne entre 1730 et 1936.</figcaption></figure>
Les divers documents cartographiques et manuscrits étudiés témoignent à la fois de la forte instabilité de l'Arve aux 18ème et 19ème siècles et du caractère juvénile de cette tendance de la dynamique fluviale : l'apparition de l'instabilité en tête du bassin de Cluses date du premier quart du 18ème siècle.

### 4.1.3 : Le modèle de l'instabilité.

Certains cours d'eau graveleux ont pour particularité de développer des assemblages de bancs de grande dimension. Ces mégaformes constituent des "zones de sédimentation" qui assurent le stockage temporaire de la charge grossière en transit (Church et Jones, 1982). Elles sont caractérisées par une forte instabilité du chenal et indiquent que les transports solides par charriage sont considérables.

L'analyse de l'évolution de la largeur de la bande active entre Cluses et le confluent du Giffre montre la construction progressive des zones de sédimentation aux 18ème et 19ème siècles (Figure 2.14) :

- en 1730, on observe une nette opposition entre la section amont, où la bande active est extrêmement large, ce qui indique la présence d'une importante aire de stockage de la charge graveleuse et la partie aval du bassin de Cluses, où le lit mineur n'atteint jamais 300 mètres de largeur. Le contraste physionomique entre ces deux sections de la plaine alluviale montre que le changement du modèle de tressage est en cours ;

- en 1856 et 1869, on observe un double phénomène : 1) la mégaforme semble s'être déplacée vers l'aval, la largeur de la bande active ayant fortement diminué aux abords de la ville de Cluses. On verra plus loin que c'est une conséquence du développement de l'endiguement protégeant Cluses ; 2) contrairement à l'état de 1730, la zone de sédimentation occupe la partie aval du bassin de Cluses. La largeur moyenne de la bande active en aval du village de Thyez qui était d'environ 200 mètres au 18ème siècle augmente fortement. En 1856, elle dépasse 350 mètres ; en 1869, elle est également forte, en dépit d'une forte contraction ponctuelle de la bande active au droit de Thyez, causée par la présence d'une digue protégeant le village ;

- en 1936, l'endiguement longitudinal de la rive droite a fortement réduit la capacité de stockage de la plaine alluviale et limite les divagations de l'Arve. Néanmoins la zone de sédimentation subsiste ; la bande active, malgré la présence des digues, est nettement plus large qu'en 1730 et le tressage demeure fortement actif dans la partie aval du bassin de Cluses.

En définitive, le changement du modèle tressé dans le bassin de Cluses s'est traduit par une recrudescence de l'activité de la rivière qui s'est manifestée dès le début du 18ème siècle dans la partie amont du bassin. Elle s'est généralisée à l'ensemble de cette section au cours de la seconde partie du 18ème siècle et pendant le 19ème siècle. L'édification des digues longitudinales pendant la seconde moitié du 19ème siècle n'a que partiellement masqué l'accroissement de l'instabilité de la rivière.
## 4.2: Les causes du changement.

L'instabilité du lit de l'Arve dans le bassin de Cluses a probablement une double origine anthropique et naturelle.

Toutes les études entreprises sur les cours d'eau à charge graveleuse montrent que, du fait de continuelles substitutions de charge, les distances parcourues par les galets lors d'une crue ou d'une suite de crues sont courtes, tout au plus quelques centaines de mètres (Tricart et Vogt, 1967). L'homme par ses aménagements du lit intervient directement sur la dynamique des charriages, comme on le montrera en détail dans le chapitre suivant : les travaux d'endiguement en restreignant les sections d'écoulement augmentent la vitesse des eaux ; il en résulte un accroissement de la fréquence de mise en mouvement de la charge graveleuse dans la section corrigée qui accélère la migration des particules vers l'aval et provoque un déséquilibre géomorphologique et l'ajustement de la géométrie du lit aux nouvelles conditions d'écoulement. Ce déséquilibre d'origine anthropique est clairement exprimé par le basculement du profil en long de l'Arve entre 1856 et 1912 : la rivière, dont la chenalisation dans la traversée de Cluses a accru la compétence, incise son lit entre les digues ; la diminution brutale de la force tractrice au débouché des digues provoque le dépôt des matériaux sous la forme d'épandages axiaux qui rejettent le courant latéralement et accentuent les divagations et les érosions de berge.

L'analyse du style géomorphologique de l'Arve non corrigée en 1730 suggère l'origine naturelle de l'instabilité fluviale : le contraste entre la section amont, au tressage actif et la zone aval, au lit mineur étroit et aux chenaux peu nombreux montre que les apports graveux amont sont en nette augmentation. Au cours du 18ème siècle, la charge grossière surabondante va progressivement remblayer l'ensemble du bassin de Cluses. Elle va modifier durablement le style fluvial de l'Arve, comme ce fut le cas après les intenses remaniements sédimentaires consécutifs à la crue de juin 1957 sur le Guil (Tricart, 1959 ; Brotto, 1982). Les travaux d'endiguement postérieurs à 1730 provoqueront des remaniements de la charge graveleuse stockée dans les mégaformes de sédimentation, masquant le caractère naturel du phénomène.

Le changement du style géomorphologique perçu en 1730 dans le bassin de Cluses peut avoir pour origine la double modification des flux hydriques et de la fourniture sédimentaire alimentant la rivière :

1) Bravard (1983) note que les crues semblent plus nombreuses et de grande ampleur au 18ème siècle ; il ajoute cependant qu'il est possible que ce soit en raison du nombre croissant des informations enregistrées à partir de cette date. Les travaux de Koutaniemi (1987a) sur les rivières à méandres finlandaises montrent que les cours d'eau gardent les traces géomorphologiques de grandes crues au 18ème siècle : les rides de progression des bancs de convexité édifiées à cette époque sont plus élevées qu'à des dates plus anciennes et plus récentes, ce qui témoigneraient de hauteurs d'eau plus fortes lors de crues de grande ampleur, sans pour autant qu'il y ait eu modification de l'altitude du plancher alluvial ; la dendrochronologie de la végétation la plus agée poussant sur les rides les plus élevées, ainsi que la datation radiocarbone d'échantillons de matière organique trouvés dans un paléosol permettent de dire que le maximum des crues se situait entre 1780 et 1840. Koutaniemi met en relation ces grandes crues avec la péjoration climatique du Petit Age Glaciaire qui se traduisit en Finlande par des hivers exceptionnellement longs et froids et un accroissement des précipitations neigeuses, augmentant les pics de débit lors de la fonte printanière ;

2) l'augmentation des apports sédimentaires fournis par les zones englacées a été mise en évidence pour cette même période du Petit Age Glaciaire : dès 1650 et surtout 1687 en Norvège, Grove (1972) démontre un net accroissement des dommages causés par les crues d'émissaires
glaciaires; dans la vallée de Chamonix, les textes anciens signalent une recrudescence de l'activité des émissaires glaciaires, dont les débacles successives provoquent l'ennoiement progressif de la vallée sous les sédiments (Blanchard, 1913 ; Grove, 1966). Si le rôle des affluents glaciaires de l'Arve semble clair puisqu'ils injectent une abondante charge graveleuse dans la rivière, la responsabilité respective des torrents et cours d'eau affluents reste à établir.

Le décalage d'environ un siècle entre les premières manifestations de la crise morphoclimatique dans les hautes vallées englacées du système fluvial "Arve" et l'instant où l'on perçoit les modifications de la dynamique fluviale en tête du bassin de Cluses, au 18ème siècle, est lié à la dynamique du transit de la charge graveleuse : les apports grossiers engendrent des mégaformes de sédimentation qui stockent les matériaux et progressent lentement par contrôle amont. Un telle progression vers l'aval de l'alluvionnement n'est pas sans similitude avec ce qui s'est produit à une toute autre échelle sur le Haut-Rhône, au cours de l'Holocène : le remblaiement alluvial rhodanien a pénétré probablement dès le Tardiglaciaire dans la partie septentrionale de l'ombilic du Bourget et fossilisé les dépôts lacustres ; à l'Atlantique, le flux de cailloux atteignait les Basses-Terres dauphinoises, où l'exhaussement du plancher alluvial provoqua l'auto-capture du Rhône au 6ème siècle (Bravard, 1981, 1987a).

La vitesse de migration vers l'aval de la charge graveleuse ainsi que du front de l'instabilité qui matérialise le changement semblent d'autant plus lentes que les aires potentielles de stockage de la charge graveleuse sont nombreuses et étendues. Comme le montrait le graphique 2.6 A, les sédiments en provenance de la haute-Arve et de ses affluents ont d'abord remblayé le bassin de Sallanches, qui, en 1730, constituait une vaste zone de sédimentation d'une largeur moyenne atteignant presque 500 mètres, balayée par les rapides déplacements de la rivière. Les graviers et galets se sont ensuite accumulés dans la cluse de l'Arve. Cependant, on a pu voir que de nombreux cônes de déjection obstruaient la vallée et restreignaient fortement la largeur de la bande active ; ces secteurs ont constitué des zones de transfert de la charge graveleuse, celle-ci migrant plus rapidement d'une zone de sédimentation à une autre. Ces dernières ont été construites chaque fois que le contrôle des cônes de déjection sur le modèle fluvial diminuait. Ainsi en 1730, les mégaformes de sédimentation occupaient la totalité de la plaine alluviale de Sallanches et tous les emplacements disponibles dans la cluse de l'Arve. Le contraste brutal de style géomorphologique mis en évidence dans le bassin de Cluses à cette date apparaît comme une véritable anomalie ; il détermine la position la plus avancée de la vague caillouteuse.

# 5) DISCUSSION : ESSAI D'INTERPRETATION DE LA DYNAMIQUE DE TRESSAGE DE L'ARVE.

## 5.1 : Le tressage, modèle géomorphologique typique des plaines alluviales intra-montagnardes.

L'analyse de la dynamique fluviale de l'Arve au 18ème siècle ainsi qu'au 19ème siècle pour certaines sections de sa plaine alluviale a permis de vérifier la permanence d'un tressage actif, excepté dans les sections ou le contrôle exercé par la structure ou les cônes torrentiels l'empêche de se développer. Le positionnement des différents tronçons de plaine alluviale sur les graphiques de Leopold et Wolman (1957) et Lane (1957) confirme que la pente de la vallée et les caractéristiques hydrologiques de la rivière justifient le modèle tressé (Figure 2.15). Ces deux graphes mettent en relation la pente moyenne de la vallée et respectivement le débit de débordement et module de la rivière : 1) les pentes moyennes de la vallée ont été déterminées à partir des altitudes fournies par le profil en long de 1912, la distance étant mesurée sur carte topographique. On supposera que la valeur de la pente de la vallée calculée sur des tronçons de 6 à
10 kilomètres de longueur n'a que peu changé depuis 1730 ; il est à noter que les valeurs utilisées sont pratiquement identiques à celles déterminées au 19ème siècle par les ingénieurs responsables de l'endigvement et qui figurent dans leurs rapports ; 2) le débit de débordement a été considéré comme étant le débit actuel de fréquence de retour 1,5 an. Comme on l'observe sur les graphes de la figure 2.15, la position des différentes sections du cours de l'Arve dans le groupe des cours d'eau à modèle tressé est tellement nette qu'une erreur modérée sur les pentes et les débits de la rivière ne remet pas en cause la validité de l'interprétation.

<figure><img src="image_78.png" /><figcaption>**Figure 2.15** : Position des différentes sections de l'Arve dans sa plaine alluviale sur les graphes de Leopold et Wolman (1957) et Lane (1957).</figcaption></figure>

Bravard (1987a), à la suite de nombreux auteurs, a montré que la pente et le régime sont les principaux facteurs à l'origine du tressage du Haut-Rhône avant les aménagements hydrauliques : le seuil de pente à partir duquel le fleuve se mettait à tresser était de 0,00075 ; de plus, "l'intensité du tressage semble avoir été proportionnelle à la vigueur des pentes" (Bravard, 1987a, p. 103). Sur l'Arve, les pentes de la rivière et à fortiori celles de la plaine alluviale sont toujours très largement supérieures aux valeurs du Haut-Rhône. De plus, le régime de la rivière alpine est encore plus torrentiel et contrasté que celui du fleuve dont elle est le tributaire. Ajoutons que, comme l'a montré la recrudescence de l'activité du tressage dans le bassin de Cluses au 18ème siècle, l'abondance de la charge graveuse est également l'un des facteurs fondamentaux du développement du style tressé dans la plaine alluviale de l'Arve. La proximité de la montagne et de ses zones de forte production sédimentaire, l'omni-présence des dépôts quaternaires affouillables dans toutes les parties du bassin versant favorisent une forte réinjection de matériaux dans le système fluvial.

A la suite de ces différentes observations, il n'apparaît pas surprenant que le tressage soit le modèle de référence de la période précédant les aménagements hydrauliques, sur l'Arve, comme sur une grande partie du Haut-Rhône.
## 5.2: La multiplicité des modèles tressés de l'Arve : essai d'explication.

L'étude du style tressé de l'Arve a permis de montrer qu'il était susceptible de changer à la fois dans l'espace et dans le temps :

1) le tableau 2.1 synthétise les largeurs moyennes de la bande active des différentes sections de la plaine alluviale en 1730, avant que ne débutent les premiers travaux d'aménagement hydraulique concertés ; il montre que l'activité fluviale, dont ces valeurs sont indicatrices, évolue de l'amont vers l'aval, d'une section à l'autre de la plaine alluviale. De plus, la comparaison des valeurs de 1730 avec les largeurs moyennes de la bande active au 19ème siècle montre que dans la plupart des cas elles ont légèrement diminué, en relation avec le développement probable encore peu intensif de l'endiguement; par contre dans le bassin de Cluses, la recrudescence de l'activité du tressage a provoqué un net élargissement de la bande d'activité de la rivière ;

<table><caption>**Tableau 2.1** : Caractéristiques morphométriques de l'Arve dans les principales sections de sa plaine alluviale.</caption><thead><tr><th rowspan="2">Section de plaine alluviale</th><th rowspan="2">Distance (m)</th><th rowspan="2">Pente de la vallée</th><th colspan="2">Sinuosité du Chenal principal</th><th colspan="2">Largeur moyenne de la bande active</th></tr><tr><th>1730</th><th>1820/69</th><th>1730</th><th>1820/69</th></tr></thead><tbody><tr><td>Bon-Nant; Sallanches :</td><td>6250</td><td>0,0055</td><td>1,05</td><td>1,05</td><td>475</td><td>400</td></tr><tr><td>Cluses; Giffre :</td><td>7250</td><td>0,0030</td><td>1,06</td><td>1,05</td><td>250</td><td>360</td></tr><tr><td>Giffre; Bonneville :</td><td>6750</td><td>0,0027</td><td>1,22</td><td>1,20</td><td>385</td><td>355</td></tr><tr><td>Bonneville; pont de Bellecombe :</td><td>9750</td><td>0,0025</td><td>1,25</td><td>1,19</td><td>330</td><td>320</td></tr></tbody></table>

2) sur la figure 2.16, on a corrélaté la pente de la vallée de quatre sections de la plaine alluviale avec le taux de sinuosité du chenal principal. Les valeurs utilisées pour construire ce graphe ont été calculées sur la base des multiples mesures effectuées sur les documents cartographiques de 1730, 1820 et 1869, dans des sections n'ayant pas été aménagées et sur lesquelles aucun contrôle du modèle géomorphologique n'était exercé par les cônes de déjection ; cette dernière contrainte a limité l'analyse à 4 sections de la plaine alluviale de l'Arve, où le cours d'eau peut divaguer librement (voir Tableau 2.1) :

- il apparaît tout d'abord que sur la période de 90 à 140 ans étudiée, il y a reproductibilité du paramètre de sinuosité qui n'évolue pas notablement dans le temps, sur une même section de la plaine alluviale. Cette observation n'a pas été sans nous surprendre dans le cas du bassin de Cluses, où la comparaison diachronique du modèle fluvial a permis de mettre en évidence un changement du modèle tressé en 1730, traduisant une phase d'instabilité morphodynamique : la sinuosité du chenal qui était faible avant 1730 est demeurée faible après cette date ;

- en dépit d'un nombre très limité de points, il semble qu'il existe une valeur seuil de la pente, au dessous de laquelle la sinuosité du chenal principal augmente rapidement ; sur l'Arve,
elle serait voisine de 0,0030 (Figure 2.16).

<figure><img src="image_79.png" /></figure>

**Figure 2.16** : Relation entre la pente de la vallée de l'Arve et le taux de sinuosité du chenal principal avant l'aménagement du cours d'eau.

Cette seconde observation est à rapprocher des résultats de l'étude sur modèle réduit de Schumm et Khan (1972) partiellement vérifiée expérimentalement sur les méandres du Mississippi (in Schumm, 1977, p. 138) : les auteurs ont montré l'existence d'un continuum des styles fluviaux (passage d'un cours d'eau rectiligne au méandrage, puis au tressage) avec l'augmentation de la pente de la vallée (voir Figure 2.16) et la modification rapide du taux de sinuosité, lors des changements de modèle géomorphologique. Ainsi, lors du passage du méandrage au tressage, le taux de sinuosité décroit rapidement pour tendre vers une valeur proche de 1,00. Bien que le nombre réduit de mesures incite à la plus grande prudence, les résultats des mesures effectuées sur le tressage de l'Arve suggèrent une évolution similaire à celle mise en évidence sur le modèle expérimental.

Comme l'a fait observer Schumm (1977, p. 128 à 130) la relation entre la sinuosité et la puissance du cours d'eau ("stream-power") est identique à celle liant la sinuosité à la pente et le modèle graphique est identique ; elle met également en évidence l'existence de seuils géomorphologiques provoquant le passage d'un modèle de chenal à un autre. La puissance du cours d'eau est définie comme étant la valeur du travail fourni par le fluide ou de l'énergie perdue par unité de longueur du cours d'eau (Bagnold, 1966) ; c'est le produit de la vitesse de l'écoulement et de la contrainte d'entraînement à l'interface eau/chenal. En accord avec le concept de seuil géomorphologique, de légères variations de la puissance (au sens physique du terme) peuvent se traduire par d'importants changements de la sinuosité. Il en résulte que le modèle fluvial peut être altéré de manière significative par un changement de la pente, du débit, de la rugosité du chenal ou par tout autre facteur influençant la vitesse de l'écoulement. On observera que le changement du modèle tressé aux 18ème et 19ème siècles se produisait en aval du confluent du Giffre, principal affluent de l'Arve ; ainsi, le Giffre, par les changements qu'il induit sur l'Arve, semblerait être à l'origine de la transformation du modèle tressé de l'axe fluvial principal. L'absence de données concernant la géométrie des sections d'écoulement et les pentes locales de la rivière ne permet pas
de déterminer avec certitude l'effet du Giffre sur l'évolution de la puissance de l'Arve ; cependant :

- en aval du Giffre, la pente de la vallée diminuait de 0,0030 à 0,0027, ce qui probablement modifiait les vitesses d'écoulement dans le chenal et par conséquence la puissance du cours d'eau ;

- l'affluent réinjectait une charge graveleuse très grossière dans le cours d'eau principal, modifiant le coefficient de rugosité du chenal ;

- les apports hydriques de l'affluent drainant un vaste bassin versant transformaient l'hydrologie de l'Arve. Le régime était nettement moins contrasté qu'au sortir de la haute-montagne alpine : ainsi, le coefficient d'immodération (rapport du débit mensuel le plus fort sur celui du mois le plus faible), déterminé à partir des données hydrologiques contemporaines, diminue progressivement de 11,1 sur l'Arve à Sallanches à 2,9 à Genève (Tableau 2.2) ; dans le même temps, on observe que la valeur du coefficient est beaucoup plus faible sur les affluents préalpins de l'Arve ;

<table><caption>**Tableau 2.2 :** Coefficients d'immodération de l'Arve et de ses principaux affluents d'après les données hydrologiques contemporaines.</caption><thead><tr><th>Cours d'eau et localisation</th><th>Surface du bassin versant (km²)</th><th>Coefficient d'immodération</th></tr></thead><tbody><tr><td>Arve à Chamonix :</td><td>205</td><td>14,5</td></tr><tr><td>Arve à Sallanches :</td><td>514</td><td>11,1</td></tr><tr><td>Arve à Arthaz :</td><td>1164</td><td>3,8</td></tr><tr><td>Arve à Genève :</td><td>1985</td><td>2,9</td></tr><tr><td>Bon-Nant au Fayet :</td><td>146</td><td>8,6</td></tr><tr><td>Giffre à Taninges :</td><td>325</td><td>5,0</td></tr><tr><td>Bronze au pont de Chavougy :</td><td>28</td><td>3,8</td></tr><tr><td>Borne au pont des Etroits :</td><td>70</td><td>5,2</td></tr></tbody></table>

Il est à noter que la relation mise en évidence sur l'Arve entre la pente de la vallée et le taux de sinuosité du chenal principal, si elle est conforme aux observations sur modèle réduit, est l'inverse de celle observée par Bravard (1987a, p. 100) sur le Haut-Rhône, entre le confluent de l'Ain et Lyon. L'auteur montre que le taux de sinuosité du chenal principal de la zone tressée du "Passage des Iles de Miribel" en amont de Lyon, augmente avec la pente. Dans cette section vers 1840, "les chenaux les plus importants, pris isolément, présentaient à des degrés divers les caractères de cours d'eau à méandres libres" (p.96); "la tendance est si marquée que le tressage (...) est le fruit de la coalescence de trains de méandres mobiles" (p. 98). L'explication de cette particularité du modèle tressé en aval de l'Ain résiderait dans l'inadaptation des paramètres fondamentaux du tressage (régime de l'écoulement ; charge alluviale) de cette époque, à la pente de la vallée, et même probablement à la granulométrie du matériel disponible dans la plaine alluviale ; ceux-ci seraient hérités de phases climatiques postglaciaires dont on n'a actuellement qu'une connaissance limitée. Le cours d'eau aurait eu tendance à progressivement inciser son lit, pour s'adapter aux changements du débit et aux variations de la charge ; cette incision s'est doublée d'un accroissement de la sinuosité des chenaux de tressage, afin de réduire sa pente trop raide et de dissiper une partie de son énergie surabondante.
Cette dernière observation met en lumière la nécessité d'intégrer le facteur "héritage", lors de l'analyse des paramètres expliquant les modèles fluviaux. Il exerce souvent un contrôle non négligeable de la géomorphologie des cours d'eau. La notion de continuum des modèles fluviaux sous-entend la possible réversibilité de la dynamique fluviale, lorsqu'un seuil géomorphologique est franchi dans le sens inverse. En fait, dans la réalité, la persistance à long terme de conditions héritées de périodes antérieures (valeur de la pente de la plaine alluviale, nature du matériel stocké dans le lit et assurant la recharge sédimentaire...) ne permettent pas toujours cette réversibilité.

### 5.3 : Le tressage "à chenaux divagants" de la basse vallée de l'Arve.

Le style fluvial développé avant les aménagements fluviaux entre le confluent Giffre-Arve et le pont de Bellecombe n'est pas sans rappeler les modèles décrits par Ferguson et Werritty (1983) sur la Feshie en Ecosse et par Church (1983) sur la Bella Coola (Colombie Britannique). Ils combinent une physionomie de rivière tressée et à méandres : les chenaux sont larges et plats, avec des divisions de bras, mais beaucoup moins nombreuses que sur les rivières tressées typiques, telles celles des environnements proglaciaires (Williams et Rust, 1969 ; Church, 1972 ; Boothroyd et Nummendal, 1978...); la sinuosité est basse à moyenne donc plus forte que pour le tressage proglaciaire, mais nettement plus faible que sur les méandres libres. Pendant les crues, les transports de charge de fond sont considérables, provoquant d'importants remaniements sédimentaires et modifications de la géomorphologie du chenal. Church, ainsi que Ferguson et Werritty réservent une place à part à ce type de rivière dans la classification des cours d'eau : ils les nomment rivières à "chenaux graveleux divagants" ("wandering gravel channels"). Ce type de rivière est fréquent dans les vallées montagnardes ou en situation de piémont, en particulier lorsqu'une partie du bassin versant est englacée.

Sur l'Arve, les différents états de la rivière que l'on a étudiés (1730, 1820, 1869 et même 1936 en aval de Bonneville) montrent que des méandres très marqués sont susceptibles de se développer, le taux de sinuosité moyen n'atteignant jamais celui du méandrage typique ($S>1,5$). De plus, il subsiste dans la géomorphologie de nombreuses traces d'anciens chenaux de ce type, antérieurs à 1730 et qui n'ont pu être datés par la carte ancienne (par exemple au lieu-dit "les champs courbes", en amont du pont de Bellecombe). Ces sinuosités peuvent avoir un double comportement :

1) elles peuvent se comporter comme des méandres libres et migrer progressivement vers l'aval, comme ce fut le cas sur le confluent Giffre-Arve, entre 1730 et 1820. Le temps d'évolution de cette sinuosité fut relativement long, puisqu'elle était déjà bien développée en 1730 et que le recoupement ne fut observé qu'environ 90 ans plus tard, sur la carte de 1820 (Voir Figure 2.9);

2) elles peuvent s'accroître très rapidement, pratiquement sans développer de composante aval, comme ce fut le cas sur la basse-Arve en amont du pont de Bellecombe entre 1889 et 1936 et probablement aussi sur un méandre voisin après 1730 (voir Figure 2.10). Dans ce cas, le temps d'évolution a été beaucoup plus rapide, puisque l'abandon du méandre s'est produit moins de 50 ans après le démarrage du processus.

Dans les deux cas recensés, le recoupement est intervenu sous la forme d'un déversement de l'écoulement dans un ou plusieurs chenaux de crue, ouverts à travers le banc de convexité ("chute cutoff"); ces multiples bras donnent à la rivière la physionomie d'un cours d'eau tressé. On notera (Figure 2.10) que la fermeture et le remplissage sédimentaire du bras recoupé interviennent très rapidement ; d'importantes accumulations graveleuses se produisent à l'entrée de la sinuosité en voie d'abandon, sous l'effet d'une chute brutale de compétence ; elles traduisent l'intensité des
transport solides en période de crue qui favorisent l'atterrissement, puis la végétalisation du bras abandonné en moins de 15 ans.

Les pentes de l'Arve dans sa section à "chenaux divagants" ont des valeurs voisines de celles de la Bella Cooia (en moyenne 0,0025 d'après Church, 1983); par contre, elles diffèrent fortement de celles de la Feshie en Ecosse, petit bassin versant de 110 km², qui sont beaucoup plus raides (en moyenne 0,009 sur la section étudiée par Ferguson et Werritty).

En définitive, par beaucoup de ces aspects, le tressage de l'Arve en aval du confluent du Giffre ressemble au modèle "à chenaux divagants" mis en évidence en Ecosse ou en Colombie Britannique, et pour lequel on dispose d'un nombre très réduit de références. Il diffère nettement du tressage proglaciaire qui, jusqu'à présent, avait essentiellement retenu l'attention des hydrodynamiciens. Le développement des études de géomorphologie fluviale sur les rivières alpestres devrait permettre d'affiner notre connaissance des différentes formes du tressage dans le domaine montagnard.

## 6) CONCLUSION

Ce chapitre a permis d'étudier la dynamique fluviale de l'Arve avant les aménagements fluviaux de grande ampleur. Les cartes anciennes ont constitué la documentation de base de cette analyse : la Mappe Sarde de 1730, à l'échelle du 1/2500ème a permis de cartographier le modèle fluvial tressé de l'Arve, sur l'ensemble de sa plaine alluviale. Divers autres documents ont été analysés, tels les plans d'endiguement de 1820, 1856, les tableaux d'assemblage du premier cadastre français établi à partir de 1869, les photographies aériennes de 1935-36.

L'interprétation des processus fluviaux sur les cartes anciennes a été appuyée par la lecture des archives manuscripts de l'époque, la correspondance administrative et les rapports d'ingénierie établis lors des projets d'endiguement de la rivière ; ils procurent d'indispensables compléments d'information sur les mécanismes de la dynamique fluviale. De plus, la démonstration a été renforcée par l'utilisation de paramètres semi-quantitatifs : après une revue des différents paramètres existants (taux de tressage, indices de sinuosité...) et une discussion de leur utilisation possible sur des cartes anciennes, on a choisi, dans le cadre de cette étude, de calculer le taux de sinuosité du chenal principal et un indice d'activité du tressage, établi par des multiples mesures de la largeur de la bande graveleuse.

Deux études ont été réalisées : 1) un suivi synchronique de l'évolution amont-aval du modèle tressé de l'Arve en 1730, dans les différentes sections de sa plaine alluviale ; 2) une analyse diachronique de la dynamique fluviale dans la moyenne vallée de l'Arve entre 1730 et 1936 :

1) l'étude du modèle tressé amont-aval de l'Arve en 1730 a permis d'établir sa très forte activité dans la plaine alluviale de Sallanches : la bande d'activité était très large, la sinuosité très faible, indiquant un cours d'eau extrêmement énergique au sortir de la montagne ; la charge alluviale surabondante, favorisait l'édification de mégaformes de sédimentation, stockant la charge graveleuse. Dans la cluse de l'Arve, la géomorphologie était contrôlée par la présence de nombreux cônes de déjection contractant la plaine alluviale, mais la rivière tressait activement à chaque élargissement. Dans le bassin de Cluses, le tressage perdait de son activité : la largeur de la bande active diminuait brutalement, le modèle tressé se simplifiait fortement, indiquant l'absence de mégaformes de sédimentation ; cependant, à l'extrémité amont du bassin de Cluses, de telles zones de sédimentation commençaient à se développer, indiquant qu'un changement était en cours. En aval du confluent du Giffre et sur la basse Arve, la rivière adoptait un modèle tressé fortement sinueux "à chenaux divagants" : la bande active, très large, était parcourue par de multiples bras ; le
chenal principal décrivait des sinuosités marquées, lui donnant parfois la physionomie de méandres graveleux. L'évolution amont-aval du modèle fluvial à été mise en relation avec la diminution de la pente de la plaine alluviale qui passe progressivement de 0,0055 à 0,0025 ; de plus, il est probable que le régime, qui devient moins contrasté en aval des affluents préalpins de l'Arve, explique également la transformation du style tressé de la rivière en aval du confluent du Giffre ;

2) le suivi de la dynamique fluviale de l'Arve moyenne entre 1730 et 1936 a permis de démontrer le changement du modèle fluvial au début du 18ème siècle : la bande active s'est élargie rapidement, indiquant la construction de mégaformes de sédimentation de la charge grossière ; la plaine alluviale s'est exhaussée progressivement par contrôle amont de la fourniture graveleuse, ce qui a provoqué d'importantes érosions de berges, la perte de plusieurs centaines d'hectares de terres agricoles et l'augmentation de la surface des marécages. L'analyse des causes de ce changement a montré qu'il avait une origine anthropique et naturelle : le développement des digues longitudinales en aval de Cluses a favorisé d'importants remaniements sédimentaires et notamment un léger basculement du profil en long ; cependant, l'ampleur du changement ne peut être expliquée que par une modification des flux sédimentaires et/ou hydriques, probablement liée à la péjoration climatique du Petit Age Glaciaire. Le développement des zones de sédimentation, un tressage plus actif indiquent une charge graveleuse surabondante ; il est possible que le changement climatique se soit également manifesté par une recrudescence des crues. Les textes anciens indiquent que le changement s'est produit dès le début du 17ème siècle dans la vallée de Chamonix, où de fréquentes crues sur les émissaires glaciaires ont favorisé l'ennoyement du fond de vallée sous les sédiments. Le décalage d'environ un siècle entre les manifestations d'un changement dans la vallée de Chamonix et la recrudescence du tressage dans le bassin de Cluses représente le temps nécessaire pour les mégaformes de sédimentation remblaient le bassin de Sallanches et la cluse de l'Arve. Le changement observé en 1730 indique la position la plus avancée de la vague caillouteuse.

En définitive, l'analyse de la dynamique fluviale de l'Arve au cours du 18ème siècle décrit un instantané de l'état du cours d'eau : ainsi, le tressage fortement actif de cette période est la réponse du cours d'eau à une dynamique des flux hydriques et sédimentaires particulière, marquant la péjoration climatique du Petit Age Glaciaire, couplée avec une pression humaine sur les versants probablement forte mais encore méconnue, et quelques premiers aménagements du lit fluvial. Le modèle géomorphologique de cette époque témoigne probablement d'une rivière en pleine mutation et qui était certainement différente quelques siècles plus tôt : à titre d'exemple, les études de Bouchayer (1925) sur le Drac suggèrent le développement du style tressé à la fin du 14ème siècle ; il remplaça un lit à chenal unique, sur lequel étaient implantés de nombreux moulins qui furent progressivement détruits par la recrudescence de la torrentialité. Les observations de la géomorphologie fluviale ancienne expriment donc un état du cours d'eau à un stade de son évolution. Les impacts des interventions de l'homme sur la rivière, qui vont être l'objet du prochain chapitre de cette étude, seront de nature et d'ampleur différente, selon l'état d'équilibre du cours d'eau ; seule la connaissance de l'évolution de la dynamique fluviale sur une longue période permettra de diagnostiquer la tendance évolutives en cours et de fonder une réflexion sur les impacts d'éventuelles perturbations anthropiques ultérieures.
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# Chapitre 3 :
## LA MAITRISE DU COURS D'EAU ET SES CONSEQUENCES SUR LA DYNAMIQUE FLUVIALE.

### 1) INTRODUCTION.

Les rivières ont la capacité de transmettre les changements ponctuels sur une grande distance, en particulier en direction de l'aval (Schumm et al., 1984). Cette particularité les rend extrêmement sensibles à toute intervention anthropique. Au cours des 20 dernières années, les effets d'une grande variété d'impacts anthropiques sur la géomorphologie du chenal ont été étudiés par de nombreux auteurs. Ces changements résultent d'interventions indirectes sur le lit fluvial, comme les modifications des pratiques agraires, l'urbanisation, la déforestation, ou même l'activité minière (Knox, 1977 ; Graf, 1979 ; Park, 1981 ; Grant, 1986). Ils sont également issus d'interventions directes de l'homme sur la rivière, comme les endiguements et constructions d'ouvrage d'art, et surtout les aménagements hydro-électriques (Gemaehling et Chabert, 1962 ; Petts, 1984a et b ; Bravard, 1987a ; Brookes, 1987).

Lorsque les écoulements et les flux sédimentaires sont altérés par les activités humaines, les processus opérant dans le chenal sont modifiés. Un déséquilibre geomorphologique temporaire est créé ; l'adaptation de la dynamique fluviale aux nouvelles conditions de charge et de débit se produit par une série d'états transitoires favorisant le retour progressif vers un nouvel équilibre : c'est la "réponse complexe" du système fluvial (Schumm, 1973). La sensibilite du système fluvial aux interventions anthropiques est encore accru sur les rivières montagnardes, du fait de la forte énergie dont elles disposent et de leur capacité à intégrer les changements. Le phénomène est d'autant plus marqué sur les cours d'eau alpins que les vallées intra-montagnardes sont généralement densément peuplées et que la pression exercée par l'homme sur son environnement est considérable.

Cette étude a pour but de déterminer et d'analyser quels sont les principaux impacts géomorphologiques des interventions anthropiques directes sur le lit de l'Arve dans les différentes sections de sa plaine alluviale ; on tentera également de recenser les multiples facteurs responsables du changement, bien qu'il soit la plupart du temps impossible de les isoler les uns par rapport aux autres. D'une manière générale, l'influence de l'homme sur son environnement et le système fluvial en particulier n'est pas un phénomène récent. Depuis le Néolithique, les défrichements des versants ont influé de manière indirecte sur la dynamique des cours d'eau, en modifiant le régime des écoulements de surface et les entrées de sédiments, aussi bien sur un plan qualitatif que quantitatif (Jorda, 1980 ; Brown et Barber, 1985). Ses effets directs sur la géomorphologie demeuraient probablement limités, ses interventions ne touchant qu'indirectement la rivière. Dans le passé, pendant les phases de forte activité de la dynamique fluviale, son incapacité à se protéger des crues l'incitait à vivre sur les cônes de déjection des affluents, à l'abri des inondations saisonnières. La forte densité des découvertes archéologiques dans la vallée de l'Arve témoigne d'une occupation humaine précoce, dès le Néolithique (Broise, 1970).

Depuis 250 ans environ, les progrès technologiques et la croissance démographique ont poussé l'homme à tenter de coloniser l'espace fluviatile, l'aménagement du lit permettant le contrôle partiel de la dynamique fluviale. Dans ce cas, il y a eu intervention anthropique directe sur le cours d'eau. Ces travaux de protection contre les débordements de la rivière ont eu des impacts qui constituent les premières manifestations directes d'une transformation notable des
composantes physiques du système fluvial. Sur l'Arve, deux grandes étapes marquées par d'importants changements peuvent être repérées : 1) dès le 18ème siècle et surtout depuis le début du 19ème et jusqu'au milieu du 20ème siècle, le contrôle de la géométrie du lit par la construction de digues a provoqué les premiers ajustements géomorphologiques de grande ampleur; 2) après 1950, l'accentuation de la pression anthropique a été suivie d'une dramatique incision quasi-générale de la rivière. En dépit de la conjonction de facteurs anthropiques multiples, ce sont les extractions de gravier dans le lit qui sont le principal responsable du changement.

Dans ce chapitre, au cours de chacune des deux périodes précédemment définies, on examinera les modifications de la dynamique fluviale de l'Arve et tentera de déterminer quels sont les processus responsables du changement.

## 2) L'ENDIGUEMENT SARDE ET SON IMPACT GEOMORPHOLOGIQUE.

### 2.1 : Historique de l'endigvement.

Dans son ouvrage sur les torrents de Savoie, Mougin (1914) reconstitue en détail les étapes de l'endigvement de l'Arve, sur la base d'une analyse des Archives Départementales de la Haute-Savoie. L'étude systématique des documents d'archives concernant l'endigvement de l'Arve, à laquelle nous avons procédé, a permis de préciser certaines données de Mougin, de mettre en évidence les techniques de correction utilisées, mais surtout de déterminer les impacts de l'endigvement sur la dynamique fluviale de l'Arve.

#### 2.1.1 : Les étapes de l'endigvement de la plaine alluviale.

Les premiers travaux d'endigvement sont probablement très anciens et datent très certainement des premières installations de l'homme aux abords de la rivière. Cependant, ce n'est qu'à partir du début du 18ème siècle que des travaux de correction coordonnés, vont être mis en oeuvre, à l'initiative du gouvernement sarde. C'est l'Ingénieur Garella, dont la signature apparaît sur tous les grands projets d'hydraulique de l'époque, qui dès 1727 établissait les plans et devis des travaux. Les digues étaient surtout réalisées aux abords des grandes villes de la vallée : Sallanches, Cluses et la capitale de la Province du Faucigny, Bonneville. Les fortes inondations que connut la vallée de l'Arve au cours du 18ème siècle furent à l'origine de l'extension de l'endigvement à d'autres communes entre 1741 et 1766, comme celles de Magland dans la cluse de l'Arve, de Marignier au confluent du Giffre. En fait rien n'était définitif : le formidable dynamisme de la rivière et la précarité des digues de cette époque édifiées artisanalement faisait qu'à chaque forte crue, la pérennité de l'ensemble des protections pouvait être remise en question.

Les travaux se poursuivirent activement pendant le dernier quart du 18ème siècle. A terme, le but des travaux étaient de rendre le cours d'eau navigable, afin d'alimenter les marchés de Genève en marchandises diverses et bois de radelage (Arch. Cheneval, A.D.H.S. IVC 524). Le "diguement" fut interrompu à l'entrée des Français en Savoie, en 1792. Jusqu'à la Restauration Sarde en 1815, excepté quelques digues locales, aucune nouvelle construction ne fut effectuée : les conquérants s'étalent emparés de la caisse de la province su Faucigny qui renfermait les fonds destinés à l'endigvement. Les digues non entretenues tombèrent rapidement en ruine sous les coups de boutoir des crues.

Après la défaite de l'armée napoléonienne et le retour de la Monarchie sarde, la correction de
la rivière fut de nouveau à l'ordre du jour. Le 4 décembre 1820, l'ingénieur Bard présentait un projet d'endiguement général de l'Arve, entre le confluent du Bon-Nant et le Pont de Bellecombe, soit sur plus de 50 kilomètres de rivière. Les plans associés au projet synthétisaient sur un même document le tracé de la rivière levé en 1730, puis en 1820 et indiquaient la position du nouveau lit. Le projet fut approuvé par le gouvernement sarde, le financement des travaux étant assuré par l'Etat ; il comptait rentabiliser l'aménagement par la vente aux riverains des terrains récupérés sur la rivière.

L'ingénieur Bard fut le principal artisan de l'endiguement de l'Arve, en restant plus de 25 ans à la tête des travaux de défense. Nous ne nous arrêterons pas sur les nombreuses périphéties de ces travaux, relatées en détail dans l'ouvrage de Mougin. Pendant la première moitié du 19ème siècle, les travaux furent essentiellement entrepris dans deux secteurs de la vallée : la partie aval du bassin de Sallanches, les digues se raccordant au pont de Saint-Martin et la section s'étendant du confluent du Giffre à Bonneville. En 1838, la situation était la suivante :

<table><tr><td>Digues construites avant 1824:</td><td>9 481 m</td></tr><tr><td>Digues entre 1824 et 1838:</td><td>17 319 m</td></tr><tr><td></td><td>26 800 m</td></tr><tr><td>Digues restant à construire:</td><td>31 300 m</td></tr></table>

En dépit de l'achèvement des digues entre le pont de la Carbottaz et le pont de Saint-Martin dans le bassin de Sallanches, de quelques prolongements de digue en aval de Cluses et de constructions isolées sur le territoire de Thyez, de l'achèvement de la correction aux abords de Bonneville, les travaux ne progressèrent plus jusqu'à l'Annexion de la Savoie par la France en 1860. Tous les efforts des successeurs de Bard et les crédits attribués à l'endiguement servirent uniquement à entretenir et consolider les ouvrages de correction existants.

<table><caption>**Tableau 3.1 :** Les associations syndicales de riverains ayant pour vocation l'endiguement de l'Arve, en 1860. (Source : Mougin, 1914).</caption><thead><tr><td>Section d'endiguement</td><td>Longueur</td></tr></thead><tbody><tr><td>1er Syndicat: du confluent du Bon-Nant au pont de Saint-Martin.</td><td>5 855 m</td></tr><tr><td>2ème Syndicat: du vieux pont de Cluses au confluent du Giffre.</td><td>8 725 m</td></tr><tr><td>3ème Syndicat: du confluent du Giffre à l'extrémité aval des digues de Bonneville.</td><td>7 943 m</td></tr><tr><td>4ème Syndicat: de l'extrémité des digues de Bonneville jusqu'au pont de Bellecombe.</td><td>8 527 m</td></tr><tr><td>5ème Syndicat: du pont d'Étrembières à la frontière suisse.</td><td>3 850 m</td></tr></tbody></table>

**Note :** dans la cluse de l'Arve, il existe une lacune de 16 745 m séparant les deux premiers syndicats.
Après 1860, les travaux de correction de l'Arve furent déclarés d'utilité publique par le Gouvernement français. Il décida également de la constitution de quatre associations syndicales couvrant chacune une section de la rivière ; en 1871, un cinquième syndicat de riverains fut constitué dans la plaine alluviale d'Etrembières, jusqu'à la frontière suisse. L'État contribuait pour moitié au financement des digues, les riverains et le Département de la Haute-Savoie participant respectivement aux 9/20èmes et 1/20ème de la dépense. La responsabilité de l'endiguement fut confiée à l'ingénieur Faraguet du service des Ponts et Chaussées, qui dès 1863 dressait un bilan détaillé de l'état de l'endiguement depuis ses origines (Rapport de l'ing. Faraguet, 1863). Plusieurs projets virent le jour sous sa plume, mais furent tous ajournés parce que trop dispendieux ; ainsi, jusqu'en 1871, les seuls travaux entrepris furent des réparations au digues existantes.

La création des syndicats de riverains constitua un échec. A l'exception du syndicat de Bonneville qui dès 1871 était opérationnel et assumait les réparations de la section endiguée, les autres ne réussirent jamais à assurer leur montage financier, ni à organiser un plan de lutte contre la rivière faisant l'unanimité. Aux grands syndicats organisés, établis par les décrets de 1860 vont être substitués de nombreux syndicats spéciaux, créés pour des opérations d'endiguement ponctuelles ou d'entretien des ouvrages existants : au 1er janvier 1909, ils étaient au nombre de treize, entre le Bon-Nant et le pont de Bellecombe (Mougin, 1914, p. 328-29). Ils firent augmenter de manière appréciable la longueur des sections endiguées, puisqu'à cette date les nouvelles digues construites depuis 1860 se répartissaient comme ci-dessous :

<table><tr><td>entre le confluent du Bon-Nant et le pont de Saint-Martin :</td><td>3 400 m</td></tr><tr><td>entre le pont de Saint-Martin et celui de Cluses :</td><td>1 540 m</td></tr><tr><td>entre le pont de Cluses et celui de Bonneville :</td><td>3 155 m</td></tr><tr><td>entre les ponts de Bonneville et de Bellecombe :</td><td>9 550 m</td></tr><tr><td>entre le pont d'Etrembières et la frontière suisse :</td><td>2 107 m</td></tr><tr><td>Total :</td><td>19 752 m.</td></tr></table>

Il est à noter que si de nombreux travaux furent effectués dans le bassin de Contamine sur Arve (notamment sous la cité de Bonneville), l'endiguement ne progressa pratiquement pas dans la plaine de Cluses, excepté la protection du territoire du Thyez en rive droite de l'Arve, entre 1895 et 1897. Dans la plaine alluviale d'Etrembières, la commune de Gaillard édifia une forte protection en rive droite, destinée à prévenir les érosions de la berge concave (Peiry, 1984). On dispose de peu de documentation sur les travaux effectués pendant la première moitié du 20ème siècle, aucune protection de grande ampleur n'ayant été effectuée pendant cette période. Ce fut avec la construction de l'autoroute Blanche au début de la décennie 1970 que l'on multiplia les protections et réalisa de nombreux rescindements de berge à Etrembières, en rive gauche de l'Arve au droit du confluent du Giffre, et surtout sur plusieurs méandres dans la cluse de l'Arve (Sogreah, 1970, 1971).

### 2.1.2 : Les techniques d'endiguement.

Les nombreux échecs de la correction, l'expérience progressivement acquise par les ingénieurs, le développement des moyens techniques font que les systèmes d'endiguement vont peu à peu gagner en solidité et se multiplier.

Au 18ème siècle, la technique la plus fréquemment utilisée était celle de la digue coffre ou digue "à arches" (Figure 3.1A). Il s'agissait "de parades assemblées à forme de coffre soutenus par des chevalets à deux jambes placés sur le devant et les queues enterrées sur le derrière (Architecte Amoudruz, 17 mars 1781 ; A.D.H.S. IVC 524). Chaque coffre mesurait généralement 25 pieds de longueur, 12 de largeur et 3,5 à 5 pieds de hauteur ; il était constitué de gros troncs de sapin assemblés et crossés. Les coffres étaient posés directement sur le sol après un simple
A

<figure><img src="image_81.png" /></figure>

B

<figure><img src="image_82.png" /><figcaption>Figure 3.1 : Techniques d'endiguement au 18ème siècle : A) Digue "à arches" ; B) digue "à pilots" (Source : Rousset-Mestrallet, 1986).</figcaption></figure>
<figure><img src="image_83.png" /><figcaption>**Figure 3.2** : Types de digues édifiées au 19ème siècle : A) digue mur ; sans chaussée d'appui en remblai ; B) parement incliné. à 45° avec enrochements de protection en pied (Source : A.D.H.S. 10 FS 33).</figcaption></figure>
<figure><img src="image_84.png" /><figcaption>**Figure 3.3** : Jetée en enrochements rangés en glacis, appuyée sur une chaussée en remblai (Source : Archives d'Etat de Turin)</figcaption></figure>
aplanissement de la surface, puis remplis de fascines, elles-mêmes surchargées de galets pris dans le lit, sur une hauteur de 2,5 pieds. Ils étaient le plus souvent assemblés en épis, destinés à repousser le courant sur la berge opposée ou fermaient les bras de la rivière les plus menaçants.

On édifiait également des digues "à pilots" en bois de sapin, garnies de deux rangs de pieux espacés de 3 pieds (Figure 3.1B). Dans le sens de la longueur, les pieux étaient espacés de 2 pieds sur le premier rang directement exposé au courant et de 5 pieds sur le second rang ; ils étaient "plantés à la masse ou à la chèvre". Des longrines "au devant et en dedans des pilots du premier rang" constituaient l'armature de la protection. Entre les deux rangs de pilots, on disposait "un grillage de grosses et petites vernes de l'épaisseur de 6 pouces sur toute leur longueur". On plaçait ensuite "un lit de grosses et de petites pierres en garnissant bien les vides" (A.D.H.S. IVC 514, fol. 500) ; l'opération étaient répétée plusieurs fois jusqu'à ce que la digue atteigne la hauteur voulue. Outre leur peu de solidité, le principal inconvénient de ces digues était leur faible durée de vie, les bois et fascines pourrissant en l'espace de quelques années. Dès le 19ème siècle, on leur préférera les digues maconnées, plus solides mais aussi beaucoup plus chères.

Avant l'établissement du projet d'endiguement général de l'Arve par l'ingénieur Bard en 1820, le système d'endiguement le plus adapté fut longtemps discuté : en 1817, dans un premier projet refusé par les populations riveraines, l'ingénieur Sollier préconisait un endiguement longitudinal similaire à celui réalisé sur les rivières d'Italie et constitué de levées de terre engazonnées, garnies de fascines et de pierres sur le parement avant ; la terre devait être remplacée par les galets tirés du lit. Pour Bard, un endiguement en bois n'était pas concevable : "toutes les jeunes plantes de sapin de la Province n'auraient pas suffi et dans moins de 20 ans la plus grande partie aurait été pourrie" (A.D.H.S. 10 FS 33, 1817-25). Il fut soutenu par l'Intendant de la Province du Faucigny qui écrivait : "tous les ouvrages en gabionnages, clayonnages etc..., mélés de terre ou de gravier et effectués jusqu'ici sur les rives de l'Arve n'ont jamais eu que la durée la plus éphémère, et sont, par cela même, tellement décriés dans le pays, que les propriétaires, menacés par la rivière préfèrent ne rien faire, s'ils ne peuvent opposer les travaux en pierre" (in Mougin, 1914, p. 304). Le système retenu fut donc celui d'un endiguement longitudinal insubmersible en pierre.

Le principe de la correction longitudinale était le suivant : le tracé du nouveau lit était fixé par le projet d'endiguement général de 1820. A l'étiage, on fermait les bras de tressage par des digues perpendiculaires à l'écoulement, afin de diriger les eaux selon le tracé prévu ; ces barrages étaient constitués de pieux et fascines. Le nouveau chenal était curé afin de l'établir à la largeur prévue dans le projet. Trois systèmes d'endiguement furent successivement exécutés : 1) les premières digues étaient formées d'un "mur à pierres sèches avec enrochement de défense, mais sans aucune chaussée d'appui en remblai" (Figure 3.2A); la hauteur du mur était fixée à 2,30 mètres, calculée pour écouler les plus fortes crues ; 2) les secondes furent fidèles au deuxième projet de l'ingénieur Bard, daté de 1824 ; elles étaient constituées d'un parement de pierres sèches de 50 centimètres d'épaisseur, incliné à 45 degrés, fondé à 20 centimètres de profondeur et appuyé sur une chaussée en remblai (Figure 3.2B). En pied de digue, des enrochements jetés à fonds perdus protégeaient le parement des assauts directs de la rivière. Le troisième type de digue était une simple jetée composée d'enrochements rangés en glacis. A l'usage, il s'avéra que ce furent ces deux derniers types de protections qui résistèrent le mieux aux assauts de la rivière (Figure 3.3).

Les successeurs de Bard modifèrent le système de correction en préconisant la construction de digues orthogonales : en 1849, l'ingénieur Marsano élaborait un projet de digues orthogonales insubmersibles distantes de 300 mètres et 194 mètres dans les courbes, afin d'endiguer l'Arve en aval de Bonneville jusqu'au pont de Bellecombe. En 1851, puis 1859, l'ingénieur Impératori soumettait des projets similaires : les digues orthogonales étaient destinées "à imprimer au moyen de leurs pignons inébranlables une direction invariable au cours de la rivière et à contenir les eaux troubles pour l'aterrissement des terrains à récupérer sur le lit de l'Arve" (Ing. Impératori; A.D.H.S. 10 FS 35, 1850-59). D'après les auteurs des projets, les avantages de ce type de
correction était multiples : outre la bonification des terrains par le dépôt de limon en arrière des épis, le système était économique puisque n'était construites solidement que les extrémités des pignons et la face exposée directement aux eaux ; d'autre-part, on pouvait facilement changer la largeur à donner au lit en cas d'aménagement inefficace. Tous ces projets furent vivement rejetés par les populations riveraines qui n'avaient aucune confiance en ce système de correction ; ils souhaitaient un endiguement capable de protéger les terrains contre les inondations, ce ne permettait pas la correction par les épis et préféraient le système d'endiguement longitudinal continu insubmersible. C'est d'ailleurs celui-ci qui fut employé dans tous les travaux de protection ultérieurs.

## 2.2 : Les impacts géomorphologiques de l'endiguement.

Les travaux de génie civil du 19ème siècle ont provoqué d'importants changements de la dynamique de l'Arve. De manière classique, l'endiguement longitudinal est responsable d'un basculement du profil en long :

- Bravard (1987a, p. 295-301), reprenant les travaux de Moussa (1946) et Winghart et Chabert (1965), a étudié le basculement du canal de Miribel en amont de Lyon : après environ 15 ans, le creusement du canal de Miribel entre 1848 et 1858 a provoqué, une sensible aggravation des crues dans la partie aval du canal, alors que leur niveau à Lyon restait en dessous des cotes maximales. Très rapidement, on s'aperçut que le lit s'enfonçait à l'amont et au contraire s'exhaussait à l'aval de la section canalisée, ce que confirmaient des levés répétés de la ligne d'eau Malgré des tentatives multiples de correction du basculement, le phénomène s'est poursuivi jusqu'à un nouvel état d'équilibre, atteint dans les années 1930. Globalement, l'enfoncement du lit en un siècle est de 4 mètres dans la partie amont du canal et celui-ci s'est exhaussé de 5,50 mètres à son extrémité aval ;

- sur la Drôme, l'endiguement longitudinal de la rivière par sections après 1770 a également provoqué un basculement du lit : on a observé un creusement des fonds supérieur à 2 mètres à l'amont et une élévation des graviers à l'aval. "Toutes les observations faites sur la Drôme depuis près de deux siècles, confirment les théories concernant l'influence des endiguements étroits sur l'équilibre du profil en long des rivières. Chaque rétrécissement entraîne localement une érosion plus forte du lit. Un nouvel équilibre ne peut s'établir qu'au prix d'une diminution de pente" (Gemaehling et Chabert, 1962);

- sur l'Arve, on va voir que l'endiguement des sections tressées a provoqué de multiples changements de la dynamique fluviale, en partie analysés grâce aux documents d'archive.

### 2.2.1 : Le basculement du lit en amont de Bonneville.

Dans le bassin de Cluses, les modifications de profil en long consécutives à l'endiguement ont été mises en évidence par la confrontation de deux profils en long (voir Figure 2.13). En amont de Bonneville, l'absence d'un suivi de la ligne d'eau ne permet pas de démontrer graphiquement le phénomène de basculement du lit ; cependant, de nombreux textes et documents témoignent des changements de la dynamique. La section endiguée de Bonneville a été choisie, car c'est ici que le phénomène s'est manifesté avec le plus de force et que les facteurs qui l'ont favorisé sont les plus complexes. Elle sera considérée comme démonstrative d'un processus qui a touché à des degrés divers toutes les sections endiguées de la vallée de l'Arve.