# Approche géographique de la dynamique spatio-temporelle des sédiments d'un cours d'eau intra montagnard : l'exemple de la plaine alluviale de l'Arve (Haute-Savoie)

Jean-Luc Peiry

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Jean-Luc Peiry. Approche géographique de la dynamique spatio-temporelle des sédiments d'un cours d'eau intra montagnard : l'exemple de la plaine alluviale de l'Arve (Haute-Savoie). Sciences de l'environnement. Université Jean Moulin Lyon 3, 1988. Français. NNT: 1988LYO31009. tel-04083293

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Public Domain
THESE

présentée

devant l'Université JEAN MOULIN - LYON 3

pour l'obtention du

Doctorat de Géographie et Aménagement

par J-L PEIRY

APPROCHE GEOGRAPHIQUE DE LA DYNAMIQUE
SPATIO-TEMPORELLE DES SEDIMENTS
D'UN COURS D'EAU INTRA-MONTAGNARD :
l'exemple de la plaine alluviale de l'Arve (Hte-Savoie)

soutenue le 22 janvier 1988

JURY :
J-P. BRAVARD
M. CHARDON
L. DE CRECY
J-P. MERLE
G. E. PETTS
Ch. TOUPET
J. TRICART
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A mes parents qui m'ont donné l'immense avantage de réaliser cette étude dégagé de tout souci matériel.
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Remerciements

Arrivé au terme de cette étude, c'est avec plaisir que je tiens à remercier toutes les personnes qui ont contribué à, sa réalisation. Mes remerciements iront tout d'abord aux enseignants qui ont dirigé cette recherche. Monsieur le Professeur Ch. Toupet m'a fait l'honneur de bien vouloir suivre l'ensemble de mes travaux universitaires. Par ses conseils, ses critiques constantes et sa grande disponibilité, monsieur J.-P. Bravard, Maître de Conférences à l'Université Lyon 3, s'est fortement investi dans cette étude ; sa compétence et son entousiasme ont su éveiller en moi la curiosité du chercheur.

Cette recherche doit également beaucoup à monsieur J.-P. Merle, Chef du Service Régional pour l'Aménagement des Eaux Rhône-Alpes et à son adjointe madame Th. Sanchis qui m'ont accueilli au sein du groupe de travail sur l'Arve (Société Hydrotechnique de France, groupe "Transports Solides", sous-groupe "Arve"), dont ils ont la responsabilité. Ils m'ont facilité le contact avec les différentes Administrations qui gèrent la rivière et ont financé plusieurs études engagées dans le cadre du groupe de travail. J'espère que cette thèse répondra en partie aux questions qui étaient posées et contribuera à l'amélioration de la gestion des rivières alpines.

Mes remerciements iront également aux différents services administratifs qui m'ont livré les informations dont ils disposaient sur l'Arve : monsieur P. Cogoluenhes, Chef du Service de Restauration des Terrains en Montagne de la Haute-Savoie et ses collaborateurs M. Truche et J. Liévois m'ont accueillis pendant 3 mois dans leurs locaux et ouverts leurs archives sans réserve ; Messieurs Blanc et Pinteur de la Direction Départementale de l'Equipement de la Haute-Savoie m'ont confié toutes les études sur l'Arve dont ils disposaient ; Mademoiselle E. Rabut, Directrice des Archives Départementales de la Haute-Savoie m'a piloté dans les Archives concernant l'endiguement de l'Arve.

Les services de l'Etat de Genève ont également largement participé à la réalisation de ce mémoire. Je tiens tout particulièrement à remercier les Services Industriels de Genève, en la personne de monsieur M. Cohen qui m'a offert toutes facilités lors de l'investigation sédimentologique menée dans la retenue de Verbois pendant la chasse de juin 1987 et confié un nombre important de données indispensables pour la réalisation de cette étude.

Les archéologues du Centre National d'Archéologie Subaquatique d'Annecy, dirigé par monsieur A. Bocquet, son Conservateur A. Marguet et ses collaborateurs ont largement contribué à améliorer cette étude, en finançant les datations radiocarbone et dendrochronologiques effectués dans le bassin de Cluses et participant activement aux investigations menées sur le terrain.

La réalisation technique, le traitement statistique et graphique de cette thèse ont été rendus possible par l'utilisation des moyens micro-informatiques du Laboratoire de Géographie Rhodanienne (U.A. 260, C.N.R.S.) qu'a mis à notre disposition son Directeur, monsieur le Professeur J. Bethemont. Cela témoigne de tout l'intérêt qu'il a porté à notre travail et j'espère que les résultats de nos recherches justifieront la longue immobilisation du matériel.

Pour terminer, je tiens à remercier mes camarades étudiants de l'Université Lyon 3. Une mention toute spéciale sera accordée à J.-J. Micoud et J.-P. Javello qui m'ont fourni une aide précieuse lors de l'étude des dépôts du réservoir de Verbois, dans la bonne humeur malgré des conditions météorologiques épouvantables.
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Résumé

Dans cette étude, la dynamique fluviale d'une rivière graveleuse alpine est examinée, comme indicateur de l'activité des transports solides. L'Arve a été choisie comme terrain d'étude : le cours d'eau est le premier affluent du Rhône supérieur, en aval du lac Léman : le flux hydrique est délivré par les montagnes englacées du massif du Mont-Blanc, et l'écoulement rapide et abondant donne naissance à une rivière fortement énergique. Les changements de la dynamique fluviale dans l'espace et dans le temps sont étudiés :

1) la plaine alluviale intra-montagnarde est divisée en six sections homogènes qui sont considérées comme étant des systèmes ouverts à processus/réponse. Le modèle du chenal et le bilan sédimentaire dans chacune des sections est contrôlé par : a) la fourniture hydrique et sédimentaire ; b) l'évolution du niveau de base ; c) les processus fluviaux intrinsèques et/ou les activités anthropiques qui entraînent un stockage temporaire ou à long terme de la charge, ou l'érosion d'anciens dépôts ;

2) la géomorphologie fluviale de l'Arve est étudiée sur trois périodes, chacune nécessitant la mise en oeuvre d'une méthodologie spécifique : a) une reconstitution des environnements fluviaux holocènes est tentée, principalement par des investigations de terrain sur les dépôts des paléochenaux ; b) la forte activité de la dynamique fluviale pendant la période "historique" (1730-1950) est démontrée par l'analyse de vieilles cartes et textes anciens ; c) la dramatique incision "contemporaine" (1950-1987), causée par de multiples perturbations anthropiques, est révélée par un suivi du profil en long, l'étude de séries de photographies aériennes et de rapports d'ingénieurs.

La première partie de ce travail met l'accent sur la dynamique fluviale de la plaine alluviale. Dans le chapitre un, les paléoenvironnements holocènes sont étudiés sur deux sections de la vallée de l'Arve : a) sur la basse-Arve, la géomorphologie des terrasses et le remplissage sédimentaire de trois paléoméandres ont permis la reconstitution de leur dynamique, avant et après le recoupement des sinuosités. Le modèle de l'incision de la rivière au cours de l'Holocène est déterminé par la datation radiocarbone des paléochenaux ; b) sur l'Arve moyenne, une épaisse formation de sédiments fins a été mise à nu par l'incision récente de la rivière. Le recensement des sondages effectués sur le site, l'analyse granulométrique et la datation des sédiments fins montrent qu'ils ont été déposés par un cours d'eau faiblement énergique, avant la période boréale. Le chapitre deux analyse le style tressé de l'Arve avant les premiers impacts anthropiques : a) le suivi synchronique du modèle du chenal met en évidence l'évolution amont-aval du tressage, causé par une diminution de la pente et de la torrentialité du régime ; b) sur l'Arve moyenne aux 18ème et 19ème siècles, le suivi diachronique du modèle du chenal démontre un accroissement de l'activité fluviale, qui résultait pour partie d'une charge fluviale surabondante pendant la péjoration climatique du Petit Age Glaciaire. Dans le chapitre trois, les impacts anthropiques sont étudiés. Les travaux d'endiguement, effectuées pendant le 19ème siècle, sont responsables de processus de basculement du profil en long dans les sections corrigées et ont causé d'importants remaniements sédimentaires. Les changements actuels du régime de la rivière et de la dynamique des transports solides causés par les usines hydroélectriques, les extractions de gravier dans le lit etc... ont provoqué une incision générale de la rivière, dans toutes les sections de la plaine alluviale. Dans les sections non-endiguées, l'incision, localement supérieure à 10 mètres, a été accompagnée d'une spectaculaire chenalisation, tandis que dans les sections endiguées, elle a été associée à un changement complexe du modèle de migration des bancs.
La **deuxième partie** de ce travail examine si, outre les interventions directes de l'homme dans la plaine alluviale de l'Arve depuis le siècle dernier, il ne s'est pas également produit une diminution des apports sédimentaires fournis par les affluents de la rivière ; elle pourrait être l'une des causes de la profonde incision contemporaine de l'Arve dans sa plaine alluviale. Dans le quatrième chapitre, la dynamique des sédiments dans le système torrentiel est étudiée. Les aménagements des bassins torrentiels, tels que le reboisement ou la création de zones de stockage des sédiments en arrière de barrages, afin de contrôler l'érosion et la production des laves, sont décrits ; ils ont favorisé une diminution de la fourniture sédimentaire, depuis la fin du 19ème siècle. Le chapitre cing analyse la dynamique fluviale sur les cônes alluviaux de deux affluents majeurs de l'Arve, le Giffre et du Borne. La reconstitution cartographique du modèle géomorphogique montre : a) un accroissement des transports solides pendant les 18ème et 19ème siècles résultant d'une augmentation de l'instabilité fluviale ; b) une profonde incision contemporaine du chenal causée par les extractions de gravier, la construction de barrages sur les cours supérieurs des affluents et probablement par le reboisement des pentes et la réduction des érosions.

La **troisième partie** de ce travail étudie la charge fluviale à Genève, extrémité aval du sous-système "Arve". Le chapitre six décrit la dynamique de la charge dissoute, de la charge en suspension et des charriages et présente les calculs des volumes transportés, réalisés au début du 20ème siècle. Aujourd'hui, en dépit d'un manque de mesures, il apparaît que la dynamique de la charge en suspension et de la charge de fond sont profondément modifiées par les perturbations anthropiques ; les causes de ce changement sont discutées. Le septième et dernier chapitre met l'accent sur la sédimentation dans la retenue de Verbois, le premier des huit barrages du haut-Rhône en aval du lac Léman. Le réservoir, qui reçoit les écoulements fortements chargés de l'Arve, subit un alluvionnement intense. Depuis 1944, 15 chasses ont été réalisées afin de reconstituer la capacité du réservoir : les procédures et les résultats des chasses sont décrits ; des levés bathymétriques de la géométrie du réservoir donnent des informations quantitatives sur la charge fournie par l'Arve. En juin 1987, au cours de la dernière chasse, une investigation sédimentologique a été entreprise dans la retenue ; les résultats de cette étude démontrent une décroissance amont-aval de la granulométrie des dépôts et une forte corrélation entre leur granulométrie et la géométrie du réservoir.
## Summary

In this work, the fluvial dynamics of an Alpine gravel-bed river are examined as an indicator of sediment transport activity. The Arve river was selected as study area: the stream is the first tributary of the upper Rhône river, downstream from lake Geneva; water is supplied by glaciated mountains of the Mont-Blanc massif, and abundant and rapid run-off give rise to a high energy river. Changes of the fluvial dynamics in space and time are studied:

1) the intramontane alluvial plain is divided into six homogeneous reaches which are considered as open and process/response systems. Channel pattern and sediment balance in each section are controlled by: a) water and sediment supply; b) change in the base level; c) intrinsic fluvial processes and/or anthropogenic activities, which cause temporary or long-time storage of the load, or erosion of previous deposits;

2) the fluvial geomorphology of the Arve river is investigated in the context of three different time periods using in each case a specific methodology: a) a reconstruction of Holocene fluvial environments is attempted, mainly by field investigations on palaeochannel deposits; b) the high activity of the fluvial dynamics during the "historic" period (1730-1950) is demonstrated by the analyse of old maps and texts; c) the dramatic "contemporaneous" incision (1950-1987) of the river, caused by multiple anthropogenic disturbances, is revealed by a survey of the long profile, the study of series of aerial photographs and engineers reports.

The first part of this work focuses on the fluvial dynamics of the alluvial plain. In chapter one, Holocene palaeoenvironments are investigated on two reaches of the Arve valley: a) on the lower Arve river, the geomorphology of terrasses and the sedimentary fill of three palaeomeanders permitted the reconstruction of their dynamics, before and after the cutting of the sinuosities. The pattern of river incision during the Holocene was determined by radiocarbon dating of palaeochannels; b) on the middle Arve river, a thick formation of fine sediments was layed bare by the present-day channel degradation. Collation of the results of different bore-holes studies, grain-size analyses and the dating of fine sediments show that they were deposited by a low energy stream, before the Boreal period. Chapter two analyses the braided pattern of the Arve river prior to anthropogenic impacts: a) the synchronic survey of the channel pattern describes downstream changes of the braiding caused by decreases of the slope and the torrential character of the regime; b) on the middle Arve river during the 18th and 19th centuries, the diachronic survey of the fluvial pattern demonstrates an increase of the stream activity, which resulted partly from an overloading during the climatic degradation of the Little Ice Age. Chapter three, the impacts of man on the fluvial dynamics are investigated. First, embankment works carried out during the 19th century and affecting certain sections of the river were responsible for the tilting of the long profile and a major reworking of gravel accumulations. Second, present-day changes of the river regime and sediment transport dynamics caused by hydroelectric power-plants, gravel extractions... have provoked a general entrenchment of the river, in all sections of the alluvial plain. In the reaches not embanked, river-bed incision, which locally attains more than 10 metres, has been associated with a spectacular channelization, whereas in embanked sections, it was associated with a complex change of the migration pattern of bars.

The second part of this work examines whether a decrease of sediment brought by the Arve by tributaries has been observed since the last century. In the fourth chapter, the sediment dynamics in the torrential systems are investigated. Improvement works on the streams, such as the reforestation or the creation of storage areas behind weirs, to control erosion and debris-flow production are described; they are responsible for a decrease in the sediment yield since the end of the 19th century. Chapter five studies fluvial dynamics on the alluvial fans of two major tributaries, the Giffre and the Borne. The cartographic reconstruction of the fluvial dynamics shows: a) an increase in the amount of sediment transported during the 18th and the 19th centuries, which
resulted in an increase of river instability ; b) a deep contemporaneous channel incision caused by gravel extractions, by dam construction on the upper reaches of the tributaries and probably by the reforestation of slopes and associated reduction of erosion.

The **third part** of this research examines outputs of sediments downstream from the Arve system. Chapter six describes solute, suspended and bed-load dynamics in Geneva at the beginning of the 19th century and presents measurement, made at this time, of the volumes transported. Today, despite the lack of data, it appears that the dynamics of the suspended load and the bed-load are considerably modified by man's activity ; causes of this change are discussed. The seventh and last chapter focusses on the sedimentation in the reservoir of Verbois. The reservoir, created by the first dam of the Upper-Rhône downstream from lake Geneva (located immediatly downstream from the confluence of the Arve and the Rhône) become filled, after some years, by the load of the Arve river. Since 1944, 15 releases of sediment have been effected to restore the reservoir's capacity : the characteristics and results of these releases of sediments are described ; bathymetric surveys of the reservoir's geometry give quantitative informations about the load supplied by the Arve river. In June 1987, during the last release, an investigation of the sediments in the reservoir was undertaken. Results of this study demonstrate a downstream decrease in the grain-size of deposits and a strong correlation between the grain size and the geometry of the reservoir.
# SOMMAIRE
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## SOMMAIRE :

<table><tr><td>Remerciements</td><td>iii</td></tr><tr><td>Résumé</td><td>vii</td></tr><tr><td>Summary</td><td>ix</td></tr><tr><td>Sommaire</td><td>xi</td></tr></table>

## Introduction : Le cadre conceptuel et l'environnement physique de l'étude

<table><tr><td>1) Le cadre conceptuel de l'étude</td><td>3</td></tr><tr><td>1.1 : Problématique générale</td><td>3</td></tr><tr><td>1.1.1 : Le cours d'eau, un système ouvert à processus réponse</td><td>3</td></tr><tr><td>1.1.2 : Les formes et les processus fluviaux indicateurs de la dynamique des sédiments</td><td>4</td></tr><tr><td>1.1.3 : La dimension temporelle de l'étude</td><td>5</td></tr><tr><td>1.2 : Objectifs, principes et plan de l'étude</td><td>6</td></tr></table>

<table><tr><td>2) Le cadre géographique de l'étude</td><td>11</td></tr><tr><td>2.1 : Caractéristiques générales de l'Arve</td><td>11</td></tr><tr><td>2.2 : L'hydrologie de l'Arve</td><td>13</td></tr><tr><td>2.2.1 : Un régime de rivière de montagne</td><td>13</td></tr><tr><td>2.2.2 : Des crues violentes, affirmant le caractère torrentiel de la rivière</td><td>16</td></tr></table>

## Première partie : Dynamique fluviale et flux sédimentaires dans la plaine alluviale

## Chapitre 1 : Les paléoenvironnements fluviaux holocènes

1) Introduction

2) La méthode de l'image CM des dépôts alluviaux
2.1 : La sédimentation sur le Mississippi et le modèle CM des dépôts
2.2 : Les développements de la méthode de l'image CM

3) Les paléoméandres de la basse vallée de l'Arve
3.1 : Problématique et localisation de l'étude
3.1.1 : Les objectifs de l'étude
3.1.2 : Le site de l'étude

3.2 : Les méthodes utilisées

3.3 : Les résultats de l'étude

3.3.1 : Les tracés en plan de la rivière
3.3.2 : Le paléoméandre du Pont-Neuf.................................................................................. 37

a) Détermination de la section d'écoulement.................................................................................. 37

b) Etude du remplissage sédimentaire du bras mort........................................................................ 39

c) L'image CM des dépôts et sa signification.................................................................................. 40

d) Essai de reconstitution de la dynamique du méandre du Pont-Neuf.................................. 43

3.3.3 : Les paléoméandres de Nant.................................................................................................... 46

a) Détermination des sections d'écoulement.................................................................................. 46

b) Etude du remplissage sédimentaire des bras morts........................................................................ 49

c) Les modèles CM des méandres de Nant.................................................................................. 49

d) Essai de reconstitution de la dynamique des méandres de Nant........................................ 52

3.3.4 : L'âge des bras morts et l'incision holocène de l'Arve................................................................ 56

3.4 : conclusion.................................................................................................................................................. 58

4) La zone de sédimentation fine du bassin de Cluses................................................................. 60

4.1 : Problématique et méthodologie.................................................................................................... 60

4.2 : Le remplissage sédimentaire de la moyenne vallée de l'Arve........................................ 62

4.2.1 : Les sondages géophysiques électriques et les prospections géotechnique.................. 62

4.2.2 : Les sondages dans le lit mineur de l'Arve........................................................................ 66

4.3 : Etude expérimentale des formations fines.................................................................................. 68

4.3.1 : L'image CM des dépôts........................................................................................................ 68

4.3.2 : Les faciès sédimentaires........................................................................................................ 72

a) Le sondage du confluent du Giffre (SG).................................................................................. 72

b) Le sondage S4 sur l'Arve........................................................................................................ 73

c) Le sondage S2 sur l'Arve........................................................................................................ 75

d) Les sondages S1 et S3 sur l'Arve.................................................................................................. 76

e) La coupe du torrent de Scionzier.................................................................................................. 77

4.3.3 : Essai de reconstitution du paléoenvironnement fluvial.................................................. 78

a) Les modèles fluviaux.................................................................................................................. 79

b) Les principaux résultats de l'étude des formations fines.................................................. 82

c) Discussion sur le paléomodèle de l'Arve dans le bassin de Cluses................................. 83

5) Synthèse méthodologique et géographique de l'étude des paléoenvironnements Holocènes de l'Arve........................................................................................................ 86

5.1 : L'étude des dépôts alluviaux par la méthode de l'image CM : progrès et perspectives........................................................................................................ 86

5.1.1 : Les développements de l'image CM.................................................................................. 86

5.1.2 : Evolution spatio-temporelle de l'image CM des cours d'eau........................................ 88

5.2 : Synthèse géographique.................................................................................................................. 92

5.2.1 : Les paléoméandres de la basse Arve.................................................................................. 93

5.2.2 : Le remplissage sédimentaire fin du bassin de Cluses.................................................. 93

5.2.3 : Discussion........................................................................................................................................ 94
<table>
  <tbody>
    <tr>
      <td>Chapitre 2 : La dynamique fluviale avant les aménagements fluviaux</td>
      <td>97</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>1) Problématique de l'étude</td>
      <td>97</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>2) Les sources documentaires et les méthodes de travail</td>
      <td>98</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>2.1 : Origine et nature de la documentation</td>
      <td>98</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>2.2 : Méthodologie</td>
      <td>100</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>3) Les modèles tressés de l'Arve en 1730</td>
      <td>104</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>3.1 : L'Arve dans le bassin de Sallanches</td>
      <td>104</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>3.2 : La cluse de l'Arve</td>
      <td>110</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>3.3 : L'Arve dans le bassin de Cluses</td>
      <td>110</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>3.4 : L'Arve entre le confluent du Giffre et Bonneville</td>
      <td>113</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>3.5 : La basse-Arve entre Bonneville et le pont de Bellecombe</td>
      <td>116</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>3.6 : La basse-Arve dans la plaine alluviale d'Etremières</td>
      <td>116</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>4) Le changement du modèle géomorphologique de l'Arve dans le bassin de Cluses</td>
      <td>118</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>4.1 : La recrudescence de l'activité fluviale</td>
      <td>118</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>4.1.1 : Le tracé en plan</td>
      <td>118</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>4.1.2 : Le profil en long</td>
      <td>120</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>4.1.3 : Le modèle de l'instabilité</td>
      <td>122</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>4.2 : Le causes du changement</td>
      <td>123</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>5) Discussion : essai d'interprétation de la dynamique de tressage de l'Arve</td>
      <td>124</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>5.1 : Le tressage, modèle géomorphologique typique des plaines alluviales intra-montagnardes</td>
      <td>124</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>5.2 : La multiplicité des modèles tressé de l'Arve : essai d'explication</td>
      <td>126</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>5.3 : Le tressage "à chenaux divagants" de la basse vallée de l'Arve</td>
      <td>129</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>6) Conclusion</td>
      <td>130</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Chapitre 3 : La maîtrise du cours d'eau et ses conséquences sur la dynamique fluviale</td>
      <td>132</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>1) Introduction</td>
      <td>132</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>2) L'endiguement Sarde et son impact géomorphologique</td>
      <td>134</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>2.1 : Historique de l'endiguement</td>
      <td>134</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>2.1.1 : Les étapes de l'endiguement</td>
      <td>134</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>2.1.2 : Les techniques d'endiguement</td>
      <td>136</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>2.2 : Les impacts géomorphologiques de l'endiguement</td>
      <td>141</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>2.2.1 : Le basculement du lit en amont de Bonneville</td>
      <td>141</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>2.2.2 : Les causes du basculement du profil en long</td>
      <td>145</td>
    </tr>
  </tbody>
</table>
<table>
  <tbody>
    <tr>
      <td>2.2.3 : La couverture végétale</td>
      <td>199</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>a) Méthode</td>
      <td>199</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>b) Résultats</td>
      <td>199</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>2.2.4 : Conclusion</td>
      <td>202</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>3) La dynamique des sédiments dans le système torrentiel</td>
      <td>202</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>3.1 : Les apports des versants au système torrentiel</td>
      <td>202</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>3.1.1 : Les érosions superficielles</td>
      <td>204</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>3.1.2 : Les avalanches</td>
      <td>204</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>3.1.3 : Les éboulements et chutes de blocs</td>
      <td>205</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>3.1.4 : Les glissements de terrain</td>
      <td>208</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>3.1.5 : Les apports par les glaciers</td>
      <td>210</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>3.1.6 : Conclusion</td>
      <td>211</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>3.2 : Les transports solides torrentiels</td>
      <td>211</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>3.2.1 : Les émissaires glaciaires</td>
      <td>212</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>3.2.2 : Les torrents à laves</td>
      <td>213</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>3.2.3 : Les facteurs hydro-météorologiques du déclenchement des transports solides</td>
      <td>216</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>a) Les émissaires glaciaires</td>
      <td>216</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>b) Les torrents à laves</td>
      <td>216</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>c) Les relations entre les précipitations et les transports solides torrentiels</td>
      <td>218</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>3.2.4 : Conclusion</td>
      <td>220</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>3.3 : Les effets des crues sur la géomorphologie torrentielle</td>
      <td>221</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>3.3.1 : Les accumulations d'origine torrentielle</td>
      <td>221</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>3.3.2 : Les affouillements par incision</td>
      <td>223</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>a) Les incisions dans les formations détritiques</td>
      <td>223</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>b) Les incisions dans les formations cohérentes</td>
      <td>226</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>3.3.3 : Les sapements de berge</td>
      <td>227</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>3.3.4 : Les interactions entre les processus : l'exemple de la section déstabilisée du Nant-Bourdon</td>
      <td>230</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>3.4 : Synthèse : stabilité et instabilité du système torrentiel</td>
      <td>230</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>3.4.1 : Les variations d'activité des torrents de l'Arve</td>
      <td>231</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>3.4.2 : Typologie fonctionnelle des torrents de l'Arve</td>
      <td>232</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>4) L'influence de l'Homme sur la dynamique des sédiments torrentiels</td>
      <td>233</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>4.1 : La protection active</td>
      <td>235</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>4.1.1 : La correction dans le bassin de réception</td>
      <td>235</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>4.1.2 : La correction dans le chenal d'écoulement</td>
      <td>242</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>4.2 : La protection passive</td>
      <td>242</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>4.2.1 : L'aménagement des cônes de déjection</td>
      <td>247</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>4.2.2 : Les curages du chenal</td>
      <td>248</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>4.3 : Les conséquences de l'aménagement des bassins torrentiels sur la fourniture sédimentaire à l'Arve</td>
      <td>249</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>5) Conclusion</td>
      <td>250</td>
    </tr>
  </tbody>
</table>
Chapitre 5 : La dynamique fluviale des zones de confluence. 253

1) Introduction. 253

2) Evolution de la dynamique fluviale des cônes alluviaux du Borne et du Giffre. 253

2.1 : La recrudescence d'activité de la dynamique fluviale sur le cône du Borne au 18ème siècle. 253

2.2 : La dynamique fluviale du Giffre sur son cône alluvial. 256

2.2.1 : Morphologie du cône alluvial du Giffre. 256

2.2.2 : Les changements du modèle fluvial du Giffre sur son cône alluvial. 258

a) Le Giffre tressé. 258

b) 1950-1980, le changement du style fluvial. 261

c) Morphologie des la zone de confluence en 1985. 262

d) Quelques données paléogéomorphologiques. 262

3) Les causes des changements de la dynamique fluviale sur les cônes du Borne et du Giffre. 266

3.1 : Les causes des changements anciens. 266

3.2 : Les causes des changements contemporains. 267

4) Conclusion. 269

Partie 3 : Les flux sortant du sous-système "plaine alluviale". 271

Chapitre 6 : Etude des flux sédimentaires à Genève. 273

1) Introduction. 273

2) La charge dissoute et les transports de matière en suspension au début du siècle. 273

2.1 : La charge dissoute de l'Arve à Genève en 1890. 274

2.2 : La charge en suspension de l'Arve à Genève en 1890. 277

2.2.1 : L'expérimentation de Baëff et les critiques de son étude. 277

2.2.2 : Le modèle saisonnier de l'évolution du taux de M.E.S. 280

2.2.3 : L'effet des crues sur le taux de M.E.S. 283

2.2.4 : Estimation des transports solides en suspension. 284

3) La charge graveleuse de l'Arve à Genève et ses implications géomorphologiques. 285

3.1 : L'estimation des transports solides graveleux de l'Arve à Genève, pendant la première moitié du 20ème siècle. 285

3.2 : La modification qualitative et quantitative des apports sédimentaires alimentant le haut-Rhône. 286

3.2.1 : La modification du rapport charge en suspension / charriages. 286

3.2.2 : Les causes du changement. 288
<table>
  <tbody>
    <tr>
      <td>3.3 : Les variations holocènes de la fourniture graveleuse au confluent Arve-Rhône à travers les fluctuations des niveaux du Léman.</td>
      <td>290</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>3.3.1 : Etat de la question.</td>
      <td>290</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>3.3.2 : Le contrôle de l'Arve sur les niveaux du Léman.</td>
      <td>291</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>4) Conclusion.</td>
      <td>293</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Chapitre 7 : Etude de la sédimentation dans la retenue de Verbois.</td>
      <td>295</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>1) Introduction.</td>
      <td>295</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>1.1 : Problématique et objectifs de l'étude.</td>
      <td>295</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>1.2 : La retenue de Verbois.</td>
      <td>296</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>2) La sédimentation dans la retenue de Verbois entre 1944 et 1984.</td>
      <td>296</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>2.1 : Descriotion de la géométrie du réservoir.</td>
      <td>296</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>2.2 : Le mode de gestion : les chasses de la retenue de Verbois.</td>
      <td>301</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>2.2.1 : Le déroulement des chasses.</td>
      <td>303</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>2.2.2 : Le transit des sédiments pendant les chasses.</td>
      <td>304</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>2.3 : L'alluvionnement dans la retenue de Verbois entre 1944 et 1984.</td>
      <td>306</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>3) Etude expérimentale de la dynamique du dépôt des sédiments fins dans la retenue de Verbois.</td>
      <td>311</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>3.1 : Problématique de l'étude.</td>
      <td>311</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>3.2 : Méthodologie.</td>
      <td>311</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>3.2.1 : La stratégie d'échantillonnage.</td>
      <td>311</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>3.2.2 : L'analyse et l'exploitation des données.</td>
      <td>314</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>3.3 : Les résultats de l'étude.</td>
      <td>316</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>3.3.1 : Quelques observations sur les structures sédimentaires des dépôts.</td>
      <td>316</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>3.3.2 : Evolution amont-aval de la granulométrie des dépôts de crue.</td>
      <td>320</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>3.3.3 : L'image CM des dépôts de crue.</td>
      <td>324</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>3.3.4 : Les relations entre la granulométrie des dépôts de crue et la géométrie de la retenue.</td>
      <td>326</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>4) Conclusion.</td>
      <td>330</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Conclusions et perspectives.</td>
      <td>331</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>1) Les paléoenvironnements holocènes de l'Arve.</td>
      <td>333</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>2) L'Arve avant les aménagements fluviaux.</td>
      <td>334</td>
    </tr>
  </tbody>
</table>
<table><tr><td>3) La dynamique fluviale perturbée par l'homme</td><td>336</td></tr><tr><td>A) Les changements affectant la plaine alluviale</td><td>336</td></tr><tr><td>B) La diminution des entrées de sédiments dans le sous-système "plaine alluviale"</td><td>337</td></tr><tr><td>C) Les perturbations contemporaines des flux alimentant le Haut-Rhône</td><td>338</td></tr></table>

<table><tr><td>Bibliographie</td><td>341</td></tr></table>

<table><tr><td>Liste des Figures et Tableaux</td><td>365</td></tr></table>
## INTRODUCTION :

### LE CADRE CONCEPTUEL
### ET L'ENVIRONNEMENT PHYSIQUE DE L'ETUDE.
# INTRODUCTION :

## LE CADRE CONCEPTUEL ET L'ENVIRONNEMENT PHYSIQUE DE L'ETUDE.

Ce mémoire présente une étude de géomorphologie fluviale réalisée sur la plaine alluviale d'un cours d'eau graveux intra-montagnard alpin : l'Arve. Le but de ce travail de recherche est d'étudier la **charge alluviale** à la fois **dans l'espace** mais également **dans le temps**, afin d'appréhender sa dynamique. Les **formes fluviales** du chenal et de la plaine d'inondation et les **processus géomorphologiques** seront considérés comme **indicateurs de la dynamique des sédiments** dans le cours d'eau.

### 1) LE CADRE CONCEPTUEL DE L'ETUDE.

Avant de décrire le cadre physique de l'environnement fluvial choisi comme terrain de recherche, on présentera la problématique de l'étude entreprise sur l'Arve et définira les objectifs, les principes et le plan de l'étude.

#### 1.1 : Problématique générale.

##### 1.1.1 : Le cours d'eau, un système ouvert à processus/réponse.

Les écoulements de surface et les processus fluviaux qu'ils mettent en oeuvre constituent l'un des principaux systèmes géomorphologiques à la surface de la terre (Morisawa, 1985). Par **système**, il faut considérer "un ensemble de phénomènes interdépendants. Une modification apportée à l'un d'entre-eux se répercute sur les autres, en grande partie par des changements indirects" (Tricart, 1978, p. 21).

L'un des avantages de l'approche systémique est son caractère adimensionnel qui permet une partition quasi-infinie de l'espace. Chacun des tronçons d'un cours d'eau préalablement défini est considéré comme étant un **système ouvert**, c'est à dire qu'il reçoit de l'énergie sous la forme de flux d'eau et de sédiments. Ces flux caractérisent une série de variables environnementales externes tels, par exemple, la vigueur du relief qui va déterminer la raideur des pentes, la lithologie et le climat qui vont conditionner la nature et l'ampleur des processus géomorphologiques sur les versants et par contrecoup la **disponibilité en matériel immédiatement mobilisable et l'abondance et l'énergie des écoulements** alimentant le cours d'eau.

Les flux d'eau et de matière sont le lien entre les variables environnementales externes et les processus façonnant les chenaux alluviaux ; ils produisent un **système à processus/réponse**. Cela signifie que : 1) les apports hydriques et minéraux vont conditionner les processus géomorphologiques opérant dans les chenaux alluviaux ; 2) des phénomènes d'autorégulation vont se produire à l'intérieur des chenaux alluviaux permettant d'atteindre un état d'équilibre entre les formes et les processus fluviaux. "On voit donc se développer une interférence écoulement-dynamique-façonnement, dans laquelle existent des rétroactions positives et négatives (Tricart, 1977, p. 151) ; 3) toute modification des flux d'eau et de matière à l'échelle du site (processus fluviaux intrinsèques ; aménagement ponctuel de la rivière...), comme à l'échelle
régionale (changement climatique...) va engendrer une réponse du cours d'eau qui traduira l'adaptation des variables décrivant la géomorphologie du chenal aux nouvelles conditions de charge et de débit.

### 1.1.2 : Les formes et les processus fluviaux indicateurs de la dynamique des sédiments.

La plaine alluviale est l'espace de référence de l'étude. A l'échelle d'un bassin versant, elle est un élément du système fluvial dans lequel les transits sédimentaires sont le processus dominant (Schumm, 1977). Bien évidemment, il apparaît que la plaine alluviale est un espace soumis à des processus de production, de transit, mais également d'accumulation sédimentaire. Si l'on se place sur une section de la plaine alluviale, l'équilibre sédimentaire à l'intérieur de ce tronçon va être fonction : 1) des apports fournis par l'amont ; 2) d'une éventuelle ponction de la charge dans le tronçon étudié ; 3) des flux de matériaux sortant de cette section (Figure i.1) :

1) la quantité de matériaux entrant dans la section de la plaine alluviale considérée va dépendre de l'existence d'une charge alluviale amont plus ou moins abondante, immédiatement disponible, c'est à dire stockée dans le lit du cours d'eau ou dans celui de ses tributaires et prête à être mobilisée à la moindre hausse du débit. Elle sera également fonction de la faculté du système à engendrer des écoulements suffisamment énergiques pour provoquer la mise en mouvement des matériaux alimentant la section de plaine alluviale, et de la fréquence et de l'ampleur de ces événements ;

2) les ponctions de matériaux dans la plaine alluviale peuvent à priori sembler anecdotiques. Elles n'existent pas ou fort peu sur les cours d'eau naturels ou faiblement anthropisés ; par contre, elles sont un facteur fondamental de la géomorphologie des rivières alpestres, sur lequelles l'homme exerce d'importantes perturbations : la surexploitation des réserves graveleuses du chenal modifie l'équilibre sédimentaire de la plaine alluviale et favorise d'importants changements de la dynamique fluviale ;

<figure><img src="image_5.png" /><figcaption>**Figure i.1** : Equilibre sédimentaire d'une section de plaine alluviale (d'après Th. Sanchis, rapport S.R.A.E, 11 déc. 1986).</figcaption></figure>
3) les flux sortants dépendront de la puissance nette de transport de la rivière et du degré d'équilibre du lit dans la section de plaine alluviale considérée.

Dans un chenal alluvial auto-formé, il existe une tendance à l'adaptation permanente de la géométrie du chenal aux variations des flux hydriques et sédimentaires, afin d'atteindre un équilibre entre le taux de fourniture sédimentaire amont et les transports solides. **Les formes et les processus fluviaux traduiront l'état d'équilibre du chenal alluvial, donc l'adaptation ou l'inadaptation de la géométrie du chenal à la fourniture sédimentaire amont :**

- des apports sédimentaires surabondants se traduiront par un processus d'aggradation de la plaine alluviale. Il se manifestera par un cortège de formes spécifiques : la possible mise en place d'un style fluvial tressé, la construction de mégaformes de sédimentation, bancs graveleux de grande ampleur stockant la charge alluviale dans le chenal, une tendance à l'élargissement de la plaine alluviale au détriment des unités de sédimentation de la plaine d'inondation sont autant d'indicateurs de ce processus d'aggradation. Il conduira à une modification progressive de la pente de la ligne d'eau, de la forme et de la dimension du chenal, de la rugosité du lit, jusqu'à l'établissement d'un nouvel équilibre entre apports sédimentaires et transports solides ;

- une pénurie en matériaux facilement mobilisables se traduira par une réduction des mouvements de sédiments et un accroissement de l'énergie disponible pour les transports solides ; la rivière dissipera cette énergie excédentaire en incisant son chenal ou sapant ses berges, ce qui lui permettra de disposer d'une nouvelle charge mobilisable. Ici encore, le déséquilibre se manifestera par tout un cortège de processus et formes spécifiques : la concentration des écoulements et l'incision du chenal marquée par une diminution de la largeur et un accroissement de la profondeur, l'accentuation des sapements de berge, la modification éventuelle du modèle fluvial (changement des taux de sinuosité, de la longueur d'onde d'un méandre, disparition du tressage au profit d'un chenal unique...) seront autant de réponses possibles de la dynamique fluviale. Comme précédemment, les changements géomorphologiques manifesteront la recherche d'un nouvel équilibre entre fourniture sédimentaire et transports solides.

Le suivi dans le temps des formes fluviales permet la mise en évidence de la dynamique des transports solides dans le chenal alluvial, comme l'illustrent les exemples qui vont suivre :
1) la migration amont-aval des mégaformes de sédimentation traduit d'importants transferts de charge et le déplacement vers l'aval du processus d'aggradation ( Church et Jones, 1982 ; Bravard, 1981, 1987a) ; 2) de la même manière, le développement des érosions vers l'amont, le net approfondissement du chenal, la multiplication des sapements de berge manifestent l'existence d'un processus d'érosion régressive (Bird, 1985 ; Grant, 1986). La tâche du géomorphologue consistera donc à repérer les manifestations physiques d'une modification de la dynamique des transports solides, de les décrire et d'en déterminer les causes.

### 1.1.3 : La dimension temporelle de l'étude.

L'influence du facteur "temps" sur le système fluvial est fortement variable et dépend du pas de temps considéré (Schumm, 1977). Trois niveaux de perceptions du temps peuvent être pris en compte dans les études de géomorphologie fluviale (Hickin, 1983) : 1) l'échelle de temps **géologique**, les phénomènes se déroulant sur des durées millénaires ou davantage ; 2) l'échelle de temps **séculaire** ou **historique**, englobant des périodes de quelques décennies, voire de quelques siècles ; l'échelle de temps **annuelle** ou **biologique** (Amoros et Bravard, 1985), sur des pas de temps allant de l'heure à la saison.

1) La perception du temps à l'échelle **géologique** permet de saisir les grandes tendances de l'évolution de la dynamique fluviale. Ainsi, depuis la déglaciation et avant que l'homme ne perturbe
la dynamique, les variations climatiques ont conditionné la plus ou moins bonne protection des pentes et la rétention hydrique par la couverture végétale, et ont influé sur l'énergie et l'abondance des écoulements, la nature et la quantité des matériaux transportés. Les variations climatiques ont favorisé un changement du modèle fluvial (méandrage, tressage, anastomose), celui-ci s'adaptant aux flux hydriques et sédimentaires du moment. La perception du temps à l'échelle historique est fondamentale pour comprendre les phénomènes géomorphologiques se produisant actuellement : l'évolution contemporaine des plaines alluviales s'inscrit généralement dans le cadre d'une dynamique de longue durée de l'environnement fluvial, sur laquelle il est nécessaire de travailler afin d'affiner le diagnostic géomorphologique (par exemple une tendance multi-millénaire à l'incision des cours d'eau) ; de plus, l'héritage de conditions environnementales anciennes (pente de la vallée mise en place dans un contexte morphoclimatique différent de l'actuel, granulométrie du matériel composant le lit témoignant d'un plus fort dynamisme des écoulements...) intervient parfois fortement sur la dynamique fluviale contemporaine.

2) La perception du temps à l'échelle historique est essentielle pour l'hydrodynamicien. Sur un style fluvial déterminé, elle lui permet d'effectuer le suivi de l'évolution des formes fluviales et de leur renouvellement (construction des formes fluviales, déplacement des chenaux, recoupement d'un méandre, remplissage d'un chenal abandonné...) et d'en tirer des enseignements sur le dynamisme de la rivière qui sont essentiels en matière de gestion des zones humides (Bravard et al., 1987). Elle permet également de saisir les changements du style fluvial : ils sont d'autant plus rapides et profonds que le cours d'eau est fortement énergique et que les modifications des flux hydriques et sédimentaires sont fortes.

3) La perception du temps à l'échelle biologique est nécessaire pour appréhender les processus fluviaux. C'est le pas de temps couramment utilisé par le géomorphologue lors des expérimentations de terrain (mesure des débits, des vitesses d'écoulement, de la mise en mouvement de la charge, des transports solides en suspension, instantané du comblement d'une retenue par un suivi expérimental, etc...). La perception de la dynamique nécessite que l'on répète les observations dans le temps, dans des conditions expérimentales identiques. La fréquence de la répétition des mesures dépendra de l'étude effectuée : elle peut être journalière, voire horaire lors du suivi d'une crue ou de la dynamique des transports solides en suspension ; elle sera pluri-annuelle dans le cadre d'un suivi du remblaiement d'un réservoir hydroélectrique.

L'homme apparaît être un important facteur extrinsèque contrôlant la dynamique fluviale. Comme l'indiquent Amoros et Bravard (1985), les activités humaines se situent simultanément sur ces trois échelles de temps : 1) les premières influences de l'homme sur la dynamique fluviale remonteraient au Néolithique et se seraient fortement développées pendant la période protohistorique (Frenzel, 1979 ; Jorda, 1980 ; Brown et Barber, 1985...). Les défrichements sur les pentes auraient largement contribué à modifier la dynamique des écoulements et accentué la fourniture sédimentaire au chenal ; 2) les perturbations anthropiques séculaires directes et indirectes de l'environnement fluvial ont été largement inventoriées, tels les effets du surpâturage ou de la modification des pratiques agraires, des activités minières, de l'endiguement, des retenues hydroélectriques, des extractions de gravier etc... (voir par exemple Knox, 1977 ; Park, 1981 ; Petts, 1984b ; Bravard, 1987a ; Peiry, 1987...); 3) à l'échelle biologique, un exemple caractéristique est celui de la diffusion des flux de polluants, tels les effets de la vidange périodique des retenues hydroélectriques sur la concentration des flux sédimentaires en suspension et les paramètres physico-chimiques de l'écoulement.

## 1.2) Objectifs, principes et plan de l'étude.

Ce mémoire analyse la dynamique spatio-temporelle des sédiments dans la plaine alluviale intra-montagnarde de l'Arve. A partir d'une vision systémique de l'environnement fluvial, elle a
objectif de montrer que la dynamique de la rivière dans sa plaine alluviale a subi de profondes et multiples modifications, sous l'influence des changements affectant les variables fondamentales que sont la fourniture hydrique et les transits sédimentaires. Il s'agira de mettre en évidence les changements de la géomorphologie fluviale et de déterminer quels sont les facteurs qui les ont provoqués. Dans le cadre de cette étude, il n'était pas question de d'étudier le système fluvial de l'Arve dans sa globalité ; la durée réduite et l'ampleur du travail à accomplir ne le permettaient pas. On a préféré définir un certain nombre d'études de cas, sur lesquelles on a focalisé notre attention ; elles sont groupées autour d'un thème central : l'évolution de la dynamique fluviale au sein de la plaine alluviale et les relations qui lient les changements qui l'affectent aux flux d'eau et de matériaux qui l'alimentent et en sont issus (Figure i.2).

On se référera aux trois échelles de temps définies précédemment ; chacune d'entre-elles a nécessité le recours à des sources documentaires particulières et la mise en oeuvre d'une méthodologie spécifique ; les méthodes utilisées seront présentées de manière détaillée dans chacune des parties de cette étude :

1) l'évolution de la dynamique fluviale à l'échelle **multi-millénaire** est mise en évidence par la recherche et l'étude des paléoenvironnements fluviaux holocènes. L'approche méthodologique est essentiellement expérimentale : l'interprétation est fondée sur une analyse géomorphologique des formes anciennes, l'étude sédimentologique des dépôts préservés dans les séries sédimentaires et en particulier du remplissage des paléochenaux.

2) l'évolution **séculaire** ou **"historique"** de la dynamique fluviale est largement développée. Cette échelle de temps englobe une période d'environ 250 ans, du début du 18ème siècle au milieu du 20ème siècle. Les sources documentaires sont multiples : les cartes anciennes, les plans d'aménagement du cours d'eau, les archives des différentes administrations sardes et françaises, les textes anciens, la photographie après 1880 constituent les principaux documents de l'étude ; ils sont parfois complétés de mesures effectuées *in situ* par les ingénieurs et architectes de l'époque. L'analyse diachronique et synchronique des cartes et photographies, couplée avec la description des processus fluviaux figurant dans la correspondance administrative ou les rapports datant de cette période permettent d'établir le diagnostic morphodynamique ;

3) l'évolution **"contemporaine"** de la dynamique fluviale analyse le changement des formes et des processus fluviaux au cours des 50 dernières années. L'étude exploite les multiples sources documentaires actuelles : les séries de photographies aériennes prises à un rythme d'environ 2 à 5 ans permettent le suivi détaillé de l'évolution des formes fluviales ; les profils en long, études d'hydraulique fluviale et torrentielle, les expérimentations et les observations de terrain sont autant de sources dont l'utilisation conjointe et la synthèse permettent l'analyse de la dynamique fluviale, de son évolution et des processus qui l'ont induite.

La figure i.2 représente de manière schématique un système fluvial montagnard, sur lequel on observe les trois tronçons définis par Schumm (1977), où production sédimentaire, transit et dépôt sont les processus dominants : A) la plaine alluviale, zone où les transits sédimentaires sont le processus dominant, constitue l'espace sur lequel on concentrera nos efforts ; B) les zones de forte production sédimentaire alimentent l'axe de drainage principal ; ce sont les processus de versant, les torrents qui dissèquent les flancs des vallées et les rivières affluentes qui fournissent tout ou partie de leur charge à la l'axe de drainage de la plaine alluviale ; C) le cône de déjection de l'axe fluvial principal constitue la zone où le dépôt est le processus dominant ; en fait, le cours d'eau conservant une forte énergie, une grande partie des matériaux quitte le sous-système "plaine alluviale" pour pénétrer dans un système de rang supérieur ; néanmoins, on verra que, dans le cas de l'Arve, le dépôt est effectivement le processus dominant puisqu'un réservoir hydroélectrique est implanté immédiatement à l'aval du confluent.
<figure><img src="image_6.png" /><figcaption>Figure 1.2 : Représentation schématique d'un système fluvial montagnard.</figcaption></figure>
A) La dynamique fluviale dans la plaine alluviale est conditionnée par des processus fluviaux intrinsèques (Schumm, 1977) (recoupements de sinuosité ; dépassement de certaines pentes, seuil engendrant une modification de l'activité fluviale, auto-recharge de la rivière par les sapements de berge, la reprise en charge de matériaux stockés dans le lit...) ; ils dépendent également des facteurs extrinsèques locaux (influences des cônes de déjection des affluents, perturbations anthropiques de l'écoulement dans la plaine alluviale...) et de facteurs extrinsèques qui sont externes à la plaine alluviale et que caractérisent les flux d'eau et de sédiments alimentant le sous-système "plaine alluviale". Il en résulte la mise en place de formes et de processus fluviaux indicateurs d'une tendance à l'accumulation, à la construction de la plaine alluviale (Figure i.2); (4) ou au contraire témoignant d'un phase de destruction de la plaine alluviale et d'exportation de la charge (5). La première partie de cette étude est consacrée à la description de la dynamique fluviale dans la plaine alluviale, à la détermination des changements qui s'y sont produits au cours des 10.000 dernières années et à la recherche des causes de ces changements :

- **le chapitre 1** met en évidence la capacité de la plaine alluviale à intégrer la variable "temps" sur de très longues durées puisqu'y est proposée une première analyse très partielle des paléoenvironnements fluviaux holocènes. Deux sites dans la basse et dans la moyenne vallée de l'Arve ont fait l'objet de multiples investigations : sur le premier, plusieurs terrasses régulièrement étagées et préservées lors de l'incision de la rivière, ont été étudiées ; elle permettent l'analyse des formes et processus fluviaux actifs au moment de leur édification, fournissent quelques premiers renseignements sur les conditions environnementales lors de leur formation et mettent en évidence le modèle d'évolution multi-millénaire de la basse-Arve. Sur le second, l'analyse du remplissage sédimentaire de la vallée alluviale permet l'étude d'un environnement fluviatile calme et qui contraste avec les conditions environnementales fortement énergiques actuelles ;

- **le chapitre 2** décrit la dynamique de la rivière dans sa plaine alluviale avant les premières interventions organisées de l'homme visant à la corriger et aborde le problème des modifications du modèle fluvial, liées à la dégradation climatique du Petit Age Glaciaire. Deux types d'approches sont expérimentés : l'analyse synchronique de la géomorphologie permet de démontrer l'évolution amont-aval du style fluvial à une date fixe et d'en expliquer les causes ; l'analyse diachronique du modèle du chenal sur une section de plaine alluviale permet de diagnostiquer un accroissement de l'activité fluviale au cours du 18ème siècle, d'en décrire les processus et les conséquences et de discuter les causes de ce changement ;

- **le chapitre 3** traite des changements de la dynamique fluviale sous l'effet de l'accroissement progressif de l'activité humaine dans la plaine alluviale. Une des principales difficultés est de déterminer des liens de causalité clairement définis entre les perturbations engendrées par l'homme dans la plaine alluviale et la réponse du cours d'eau. On a choisi de séparer l'étude en deux parties : la première analyse les impacts de l'endiguement insubmersible édifié au cours du 19ème siècle et pendant la première moitié du 20ème siècle, sur la géomorphologie fluviale ; la seconde partie développe les impacts des perturbations anthropiques contemporaines qui ont profondément modifié le cours d'eau dans toutes les sections de sa plaine alluviale, aussi bien dans les sections endiguées que non-endiguées.

B) La recherche des causes des changements affectant la géomorphologie fluviale dans la plaine alluviale, et en particulier des changements contemporains, plus faciles à étudier parce qu'actuels, passe par la connaissance de la dynamique des réinjections sédimentaires alimentant l'axe fluvial principal. Sur la figure i.2 sont représentées les différentes formes d'alimentation sédimentaire de l'axe de drainage principal :

- les processus de versant participent à l'alimentation du cours d'eau (1) : les glissements de terrain, les avalanches, les chutes de blocs fournissent une charge au cours d'eau, lorsqu'ils sont
en contact direct avec l'axe de drainage. Ce cas ne se présente jamais lorsque la plaine alluviale est large, mais seulement lorsque la rivière s'écoule au pied d'un versant susceptible de lui fournir des débris ou lorsqu'elle entaille des formations quaternaires dont les flancs sont soumis à de ces processus. Pour que de tels apports se produisent, il est nécessaire que la rivière soit étroitement confinée. Comme l'a fait remarquer Tricart (1960), il est exceptionnel que les versants participent directement à l'alimentation sédimentaire de la rivière de plaine alluviale ; en conséquence, on considérera ce type de réinjection, comme un processus mineur de l'alimentation sédimentaire de la rivière dans la plaine alluviale et on ne développera pas son étude ;

- les apports du sous-système torrentiel (2) constituent un processus fondamental assurant l'alimentation de la rivière intra-montagnarde. Ils édifient des cônes de déjection qui obstruent en partie la vallée et contrôlent les processus fluviaux. L'alimentation de l'axe de drainage principal se fait, soit directement par injection de matériel dans le lit du cours d'eau lors des crues du tributaire torrentiel, soit par reprise en charge ultérieure des matériaux stockés sur le cône du torrent lors de l'attaque de ce cône par les divagations de la rivière. Dans le chapitre 4 de ce mémoire, on essaiera d'analyser la dynamique des sédiments dans le système torrentiel ; on tentera d'établir comment ont évolué les apports de matériaux alimentant le cours d'eau principal, au cours des cent dernières années et de mettre en évidence quelle a été l'influence de l'homme sur le fonctionnement des torrents ;

- les cours d'eau affluents (3) sont l'un des gros fournisseurs de matériaux de l'axe fluvial de vallée ; comme les torrents, ils édifient de puissants cônes de déjection qui peuvent exercer un important contrôle de la géomorphologie fluviale, en agissant sur la pente du lit fluvial amont et contractant les sections d'écoulement au droit des zones de confluence. La vision systémique que l'on a adopté aurait théoriquement nécessité l'étude des processus et formes fluviales sur ce type de cours d'eau : la durée restreinte de notre étude ne permettait pas de l'envisager. De plus, il n'était pas certain que ce soit le moyen le plus efficace pour déterminer l'impact de l'évolution des réinjections sédimentaires sur la dynamique fluviale du cours d'eau principal ; en effet, il existe fréquemment un temps de latence considérable entre le moment où se produisent certains processus fluviaux sur les affluents et le moment où ils sont perçus sur l'axe de drainage principal. On a donc préféré analyser la dynamique fluviale des affluents sur leurs cônes alluviaux qui sera l'objet du chapitre 5 de cette étude : on observera comment la géomorphologie fluviale a évolué, recherchera les causes de cette évolution et tentera de déterminer quelle est la signification de ces changements sur la dynamique des transports solides alimentant l'axe de drainage principal.

C) La dernière partie de ce travail de recherche est consacrée à l'étude des flux quittant le sous-système "plaine alluviale" (6). La justification de cette étude réside dans le fait que les flux sédimentaires entrant dans un sous-système de rang supérieur reflètent la nature des processus fluviaux se produisant dans la plaine alluviale amont. A terme, toute modification de la dynamique des transports solides se produisant dans les sections amont se traduira par une modification des transits sédimentaire à l'aval, la transmission des changements se produisant de manière particulièrement efficace en direction de l'aval (Schumm et al., 1984). Le chapitre 6 de cette étude est consacré à l'analyses des flux de matière dissoute, de la matière en suspension et des transports graveleux à proximité de la zone de confluence au début du 20ème siècle et de leur évolution depuis cette date ; il discute également des variations de l'abondance des apports graveleux pendant l'Holocène et de leur impact sur le niveau du Léman. L'analyse qualitative et quantitative des dépôts remblayant le réservoir de Verbois, en queue duquel se jette l'Arve, constituera le septième et dernier chapitre de cette étude ; elle permettra de compléter l'analyse des flux sédimentaires sortant du sous-système "plaine alluviale".

Le lecteur sera probablement surpris de l'absence d'une étude expérimentale de la charge graveuse. En fait, au cours du déroulement des travaux, les opportunités de terrain nous ont
surtout conduit à concentrer nos interventions sur la charge fine, que ce soit lors de l'étude des paléoenvironnements fluviaux holocènes ou lors de l'analyse de la sédimentation dans la retenue de Verbois. D'autre part, l'analyse de la charge graveleuse contemporaine n'apparaissait pas indispensable dans le cadre de la problématique que l'on s'était fixée, de nombreuses sources et méthodes moins lourdes à mettre en oeuvre permettant de caractériser les chagements récents. Dans l'avenir, il sera toujours possible d'effectuer une telle étude, en définissant une nouvelle problématique. Un récent mémoire de maîtrise (Caclin et Poinsard, 1987), effectué sur le canal de Miribel en amont de Lyon, en collaboration avec les hydrobiologistes de l'Université Lyon 1 a montré tous l'intérêt que pouvait présenter une telle étude pour la compréhension des processus fluviaux sur un milieu artificiel. A la demande du Service Régional pour l'Aménagement des Eaux Rhône-Alpes, une première étude de la charge graveleuse de l'Arve est en préparation, dans le cadre des travaux de dynamique fluviale de l'Université Lyon 3 ; elle sera effectuée dans le courant de l'année 1988, en collaboration avec les hydrauliciens de l'Ecole Nationale Supérieure d'Hydraulique de Grenoble.

Avant d'exposer en détail les résultats de nos recherches, il est nécessaire de présenter le cadre géographique dans lequel elles ont été effectuées.

## 2) LE CADRE GEOGRAPHIQUE DE L'ETUDE.

### 2.1 : Caractéristiques générales de l'Arve.

L'Arve, premier affluent du Haut-Rhône à l'aval du lac Léman, draine un bassin versant de 1985 km². La rivière prend sa source dans les hautes-montagnes englacées du massif du Mont-Blanc (4.807 m), et conflue avec le Rhône à l'aval de Genève, après un parcours de 104,5 kilomètres, dont les 8,8 derniers kilomètres sont en territoire suisse. La rivière et ses affluents alpestres de moindre altitude sont alimentés par les écoulements issus de vigoureux reliefs, qui s'étagent régulièrement d'Est en Ouest : le massif des Aiguilles Rouges qui fait face au Mont-Blanc, et le massif du Haut-Giffre dépassent 3000 mètres d'altitude ; une partie des massifs du Chablais et du Genevois s'étagent entre 1300 et 2700 mètres d'altitude. C'est cet étagement du relief d'Est en Ouest qui va déterminer l'évolution amont-aval des caractéristiques du régime de l'Arve : la vigueur du relief va conditionner les pentes des réseaux de drainage et l'énergie des écoulements ; son altitude, sa position par rapport au sens de circulation des masses d'air humide vont conditionner la nature, l'intensité et le régime des précipitations.

La rivière ne s'écoule dans une véritable plaine alluviale qu'au débouché des gorges de l'Arve qui raccordent l'auge glaciaire de Chamonix au bassin de Sallanches (Figure i.3). C'est dans la partie amont de cette plaine qu'elle reçoit son premier affluent important, le Bon-Nant, qui est alimenté par les écoulements de la bordure occidentale du massif du Mont-Blanc. Après un parcours d'une dizaine de kilomètres dans ce vaste bassin, la plaine alluviale se contracte progressivement et la rivière franchit la cluse de l'Arve, étroite et encaissée (Blanchard, 1941 ; Veyret, 1969). A son débouché dans le bassin de Cluses, la plaine alluviale s'élargit fortement ; l'Arve y reçoit les eaux de son principal tributaire, le Giffre, qui draine le Massif du Haut-Giffre et la bordure méridionale des Préalpes du Chablais. La plaine alluviale demeure très large jusque dans la basse vallée de l'Arve où la rivière a profondément incisé les formations pléistocènes mises en place lors du retrait des glaciers de l'Arve et du Rhône, il y a 13 000 ans. La rivière demeure encaissée jusqu'à sa confluence avec le Rhône, en dépit d'un modeste élargissement à proximité d'Annemasse.

L'omni-présence de la montagne, avec tous les excès que le relief confère aux pentes et au climat, des processus géomorphologiques diversifiés, d'ampleur parfois démesurée, permet de
<figure><img src="image_7.png" /><figcaption>Figure i.3 : Localisation de l'espace d'étude.</figcaption></figure>

<figure><img src="image_8.png" /><figcaption>Figure i.4 : Evolution amont-aval du régime de l'Arve.</figcaption></figure>
supposer que ce cadre géographique particulier va conditionner une dynamique fluviale fortement active, reflétant les caractéristiques très énergiques de l'environnement montagnard.

## 2.2 : L'hydrologie de l'Arve.

Les écoulements sont le moteur de la dynamique fluviale. Si la taille du chenal est relative au régime du cours d'eau, sa forme reflète essentiellement la nature de la charge alluviale (Petts et Foster, 1985, p.150-151). Des expériences sur modèles réduits ont montré que le débit avant débordement correspondait au débit de façonnement ou débit dominant, contrôlant les dimensions du chenal, et reflétait une résistance à l'écoulement minimale. S'il semblait, jusqu'à une date récente, que statistiquement un débit de périodicité 1 à 3 ans avec un mode de 1,5 an était le débit de débordement, il apparaît aujourd'hui que la distribution des périodes de retour du débit de débordement est trop variable pour que l'on puisse mettre en évidence une valeur commune à toutes les rivières (Williams, 1978). La décroissance de la torrentialité, donc de la fréquence et de l'amplitude des pulsions des écoulements, de l'amont vers l'aval des grands systèmes fluviaux suggère que le chenal est adapté à des écoulements dont la fréquence de retour diminue de l'amont vers l'aval.

La connaissance des débits et des paramètres hydrauliques qui en résultent (vitesses d'écoulement, puissance du cours d'eau à l'interface eau/chenal...) est fondamentale pour l'analyse des processus de façonnement du chenal alluvial et des transports solides ; la détermination des relations écoulement/façonnement passe donc par l'étude simultanée des paramètres de l'écoulement et des processus géomorphologiques opérant dans les chenaux alluviaux. Il apparaît donc que l'hydrologie "classique", telle qu'elle va être présentée ci-dessous, est plus un moyen de caractériser le type de milieu dans lequel se produit l'écoulement que la dynamique fluviale. La variabilité des conditions environnementales au cours de l'Holocène, fonction du climat, de la nature et de l'intensité du couvert végétal, de l'intensité de la présence humaine etc... a favorisé de multiples changements de l'abondance et du rythme des écoulements. L'analyse hydrologique qui va suivre décrit donc un régime caractéristique des conditions environnementales actuelles et qui a probablement fortement varié au cours des 15 000 dernières années, en dépit de la persistance d'un cadre géographique montagnard.

### 2.2.1 : Un régime de rivière de montagne.

Comme le suggérait la grande variété des environnements drainés par l'Arve et ses affluents, le régime de la rivière n'est pas le même de la tête du bassin versant à sa confluence avec le Rhône ; il se transforme graduellement et devient plus complexe d'amont vers l'aval, sous l'influence des apports de ses différents affluents. Les travaux de Mougin (1914), Cholley, (1923), Pardé (1925) et Gaudet (1973) pour la haute-montagne analysent de manière détaillée l'hydrologie de l'Arve et les principaux facteurs dont elle résulte ; on reprendra rapidement les principaux résultats de ces études. Sur le graphique i.4 sont superposés les débits mensuels de la rivière, en trois points de son bassin versant ; il est ainsi possible de visualiser son évolution amont-aval.

1) La haute-Arve à Chamonix est fortement marquée par l'influence de la haute-montagne englacée ; le taux d'englacement à la station limnimétrique du pont de Favrand (bassin versant : 205 km²) est de 33%. Son hydrologie, en apparence simple, est qualifiée "d'excessive" par Pardé (1925) aussi bien par les débits estivaux élevés et la puissance des crues que par la pénurie des écoulements pendant l'étiage hivernal. Le régime de la haute-Arve est caractérisé par une assez bonne corrélation entre les débits et les températures (Gaudet, 1973); il peut être subdivisé en trois phases :
- la période des basses eaux est très longue puisqu'elle s'étend sur une durée de 4 à 5 mois. Le débit minimum se produit en février. Cependant, il est, semble-t'il, moins marqué que sur d'autres rivières glaciaires en raison d'un abondant soutien phréatique hivernal (Pardé, 1925);

- l'accroissement du débit est très tardif ; il ne se manifeste véritablement qu'au mois de mai et se produit de manière très brutale. La fonte nivale va constituer la plus grande partie des eaux alimentant la rivière pendant le printemps et favoriser des écoulements extrêmement abondants. Elle est renforcée pendant l'été par les eaux de fusion glaciaire, période à laquelle "la rivière roule des eaux furieuses et chargées d'alluvions" (Pardé, 1925, p.113). Le débit mensuel maximum se situe en juillet avec une valeur de 32,8 m³/s. Le débit du mois d'aût est pratiquement équivalent avec 32,7 m³/s ; cela montre la forte influence des eaux de fonte glaciaire sur le régime. Le refroidissement nocturne favorise une diminution importante de l'alimentation hydrique ; elle se traduit par des oscillations quotidiennes du débit ;

- la décroissance saisonnière du débit est encore plus brutale que la montée. Elle intervient dès septembre avec l'épuisement des réserves nivales et le fort ralentissement de la fusion glaciaire. La chute du débit va se produire de manière continue pendant tout l'automne jusqu'à atteindre l'étiage hivernal.

2) L'Arve à Sallanches présente déjà un régime très différent du précédent. Son caractère glaciaire s'est fortement atténué, sous l'influence des apports essentiellement nivaux des tributaires (Diosaz, et dans une moindre mesure Bon-Nant). Comme sur l'Arve chamoniarde, l'hydrogramme peut être qualifié de simple; il ne présente qu'un seul minimum et maximum. Cependant, il diffère du précédent par plusieurs points :

- la figure i.4 montre que la montée du débit sous l'effet de la fonte des neiges est beaucoup plus précoce que sur la haute-Arve englacée, puisqu'elle se produit dès le mois d'avril ;

- le pic de débit se produit en juillet. Contrairement à la haute-Arve chamoniarde, il peut être nettement individualisé du débit d'aût. Les partie les plus hautes du bassin versant, où la fonte des neiges est tardive, contribuent pour l'essentiel à la fourniture hydrique ;

- l'étiage est moins long, puisqu'il ne dure qu'environ 3 mois. Le mois de janvier est le mois où l'étiage est le plus profond.

Suivant un modèle identique à celui de l'Arve chamoniarde, la chute du débit se produit de manière très brutale en septembre, ce qui démontre que le régime estival est encore fortement tributaire de l'alimentation glaciaire.

3) L'Arve à Genève est caractérisée par un régime complexe, des écoulements abondants et des variations saisonnières de grande amplitude qui reflètent les influences multiples de chacune des partie du bassin versant. A la Jonction, confluence de l'Arve et du Rhône, le taux d'englacement du bassin versant n'est plus que de 6% de la superficie totale ; son altitude moyenne de 1360 mètres demeure cependant relativement élevée. Quatre grandes phases caractérisent le régime de la basse-Arve :

- dès les mois de février et mars, sous l'influence des premières fontes nivales dans les parties les plus basses du bassin versant, le débit commence à croître d'abord lentement, puis plus rapidement avec la généralisation progressive de la fonte. Le débit atteint la valeur du module à la mi-mars et continue d'augmenter régulièrement. En mai, la fusion nivale touche la presque totalité des montagnes situées entre 1500 et 2000 mètres. Dès le mois de juin, la haute-montagne alpine prend le relai des Préalpes. Ses apports viennent renforcer les débits de la rivière qui passent par
<figure><img src="image_9.png" /><figcaption>Figure i.5 : Distribution saisonnière des crues de l'Arve.</figcaption></figure>

<table><caption>Tableau i.1 : Débits instantanés de l'Arve en crue et ses principaux affluents (m³/s) ; les stations de mesure figurent en caractère gras.</caption><thead><tr><th rowspan="2">Localisation</th><th rowspan="2"></th><th rowspan="2">Surface du bassin (km²)</th><th colspan="5">Fréquence de retour (année)</th></tr><tr><th>Module</th><th>Q₂</th><th>Q₅</th><th>Q₁₀</th><th>Q₅₀</th><th>Q₁₀₀</th></tr></thead><tbody><tr><td rowspan="10">Arve</td><td>Favrands :</td><td>205</td><td>13,5</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td></tr><tr><td>Sallanches :</td><td>514</td><td>27,5</td><td>190</td><td>-</td><td>290</td><td>395</td><td>430</td></tr><tr><td>amont du Giffre :</td><td>835</td><td>-</td><td>275</td><td>355</td><td>410</td><td>-</td><td>575</td></tr><tr><td>aval du Giffre :</td><td>1257</td><td>-</td><td>360</td><td>465</td><td>538</td><td>-</td><td>760</td></tr><tr><td>Bonneville :</td><td>1357</td><td>-</td><td>380</td><td>490</td><td>570</td><td>-</td><td>800</td></tr><tr><td>aval du Borne :</td><td>1510</td><td>-</td><td>410</td><td>530</td><td>610</td><td>-</td><td>860</td></tr><tr><td>Arthaz :</td><td>1664</td><td>-</td><td>455</td><td>580</td><td>665</td><td>-</td><td>930</td></tr><tr><td>Etrembières :</td><td>1877</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>705</td><td>-</td><td>995</td></tr><tr><td>Genève :</td><td>1985</td><td>78,8</td><td>480</td><td>630</td><td>720</td><td>930</td><td>1030</td></tr><tr><td>Bon-Nant Fayet :</td><td>146</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td></tr><tr><td rowspan="2">Giffre</td><td>Taninges :</td><td>325</td><td>17,7</td><td>-</td><td>-</td><td>235</td><td>325</td><td>360</td></tr><tr><td>au confluent :</td><td>422</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>310</td><td>400</td><td>450</td></tr><tr><td rowspan="2">Borne</td><td>Pt des Etroits :</td><td>70</td><td>3,7</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td></tr><tr><td>au confluent :</td><td>153</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td></tr><tr><td>Menoge</td><td>au confluent :</td><td>162</td><td>-</td><td>-</td><td>-</td><td>130</td><td>-</td><td>220</td></tr></tbody></table>
un premier maximum très marqué en juillet ;

- pendant l'été, la tendance s'inverse ; le débit commense à baisser avec l'épuisement des réserves neigeuses. Cependant au mois d'août, la chute du débit est en partie compensée par les eaux de fonte des glaciers du Mont-Blanc, ainsi que par les précipitations orageuses. La chute du débit s'accélère en septembre, avec la fin de la période d'alimentation glaciaire. Elle conduit à un premier minimum en octobre ;

- le mois de novembre constitue le second pic du régime de la rivière ; il est cependant nettement moins prononcé que le maximum de juillet. Il marque le retour des pluies d'origine cyclonique qui touchent les montagnes d'une altitude inférieure à 2500 mètres. Ces précipitations sont souvent accompagnées de brusques réchauffements de la température qui provoquent la fonte des premières neiges. Les massifs cristallins internes plus élevés ne sont plus soumis qu'à des précipitations neigeuses pendant plusieurs mois ; ils sont moins sensibles aux élévations de la température et participent dans une moindre mesure à l'alimentation hydrique de l'Arve ;

- dès le mois de décembre, on se trouve en situation d'étiage ; la rétention nivale qui s'est progressivement généralisée à la presque totalité du bassin versant va conduire au second minimum en janvier qui est le plus marqué. On notera la relativement courte durée de cet étiage par rapport à ceux des parties supérieures du bassin.

En résumé, l'analyse rapide de l'évolution du régime de l'Arve a mis en évidence l'accroissement progressif de sa complexité vers l'aval, sous l'influence des apports d'affluents ayant chacun un régime spécifique aux régions qu'ils drainent. Cours d'eau glaciaire à Chamonix, la tendance nivale du régime de l'Arve va se renforcer dès Sallanches, sous l'influence des apports de la Diosaz, des différents torrents locaux et dans une moindre mesure du Bon-Nant. Les apports du Giffre à l'extrémité aval du bassin de Cluses, "cours d'eau alpin de transition" (Blanchard, 1920), renforcent encore le caractère nival de son régime et la précocité de la hausse du débit printanier. Un très léger accroissement des moyennes mensuelles du Giffre en novembre constitue les prémices d'une influence pluviale sur le régime de l'Arve ; elle se manifestera plus clairement avec les apports typiquement préalpins du Bronze et du Borne. Dans la basse vallée de l'Arve, les cours d'eau du piémont (Menoge, Foron de la Roche, de Reignier, Viaison...) vont renforcer l'influence pluviale sur le régime ; celle-ci est clairement exprimée dans l'hydrogramme de l'Arve à Genève par le second maximum de novembre. Le régime de l'Arve à Genève peut donc être qualifié de "nivo-glacio-pluvial" (Loup, 1974, p. 128) ; l'abondance et la durée (4 mois) des hautes-eaux estivales à Genève traduit pleinement l'existence de relais hydrologiques entre les différentes régions du bassin versant, en relation avec l'étagement du relief, ainsi que la prépondérance du caractère nival du régime.

### 2.2.2 : Des crues violentes, affirmant le caractère torrentiel de la rivière.

Comme pour le régime, l'occurrence des crues est dictée par l'étagement du relief :

1) sur l'Arve chamoniarde, les crues se produisent uniquement en été, lorsque le débit est déjà élevé sous l'influence des eaux de fonte nivales et glaciaires. Comme le montre Gaudet (1973), les crues des émissaires glaciaires ont pour origine une période de fusion extrême liée à la persistance de températures anormalement élevées ou des précipitations liquides intenses (en particulier les orages estivaux) ; les secondes sont à la fois les plus fréquentes et les plus puissantes. Elles peuvent également avoir une origine accidentelle, lors de la vidange brutale de poches ou de lacs intra ou supra-glaciaires;

2) les grandes crues de l'Arve à Genève se produisent aussi bien pendant la saison froide que
<figure><img src="image_10.png" /><figcaption>**Figure i.6** : Hydrogrammes de quelques grandes crues de l'Arve à Genève
(Source : Service Hydrographique Suisse).</figcaption></figure>
pendant les hautes eaux estivales. La figure 1.5 met en évidence leur répartition saisonnière, sur la base d'un recensement non exhaustif, depuis le 18ème siècle, des épisodes hydrologiques extrêmes ayant causés des dommages dans la vallée : il apparaît que les crues les plus fréquentes se produisent de juin à décembre, avec une légère prédominance pour les mois d'été ; on notera également le faible nombre de crues majeures pendant l'étiage hivernal, le mois de février faisant exception à cette règle. Les mécanismes des crues diffèrent suivant les saisons :

- pendant la saison froide, les crues ordinaires sont provoquées par un brusque réchauffement des températures qui favorise la fonte nivale aux altitudes basses et moyennes. Les crues extraordinaires sont dues à un double phénomène associant un relèvement rapide des températures provoquant la fusion nivale et des précipitations pluviales violentes et durables ; de telles conditions pourraient se révéler plus fréquentes au mois de février, ce qui expliquerait les nombreuses crues recensées à cette époque. Ces deux types de crues se produisent également au printemps, mais de manière plus rare ; leur puissance est encore plus considérable, le réchauffement brutal gagnant très souvent la haute-montagne ;

- les crues d'été semblent d'un mécanisme beaucoup plus simple. Les eaux sont à cette époque très hautes, donc d'autant plus facilement renforcées vers des valeurs extrêmes. Les pics du débit sont imputables aux précipitations (juin) ou aux violents orages (juillet, août) qui se produisent sur les reliefs des Préalpes et de la haute-montagne alpine ;

- en automne, la génèse des crues est à nouveau liée aux fortes précipitations cycloniques qui se produisent sous une forme liquide dans les parties basses du bassin versant et sur les reliefs d'altitude moyenne. Les écoulements peuvent éventuellement être renforcés par les apports de reliefs plus élevés, si les températures en altitude demeurent douces.

Les hydrogrammes de quelques grandes crues de l'Arve à Genève ont été synthétisés sur la figure i.6. Leur analyse met en évidence la brutalité du phénomène qui traduit la persistance du caractère fortement torrentiel de la rivière, jusqu'à sa jonction avec le Rhône : 1) la période de concentration des écoulements est extrêmement brève, environ 24 à 30 heures ; 2) la décroge s'amorce immédiatement après le passage du pic de crue et est presque aussi rapide que la montée ; 3) le temps de ruissellement est bref, de l'ordre d'une trentaine d'heures. Ces caractéristiques donnent aux hydrogrammes une forme très symétrique, typique des cours d'eau torrentiels. La très faible durée d'un cycle complet de crue leur permet de se succéder à une rythme rapide, en réponse à tout nouvel épisode pluvieux. Le tableau i.1 recense les débits de crue calculés par la méthode de Gumbel en différents points du cours de l'Arve, ainsi que sur ses principaux affluents.

En définitive, par l'abondance de ses débit et ses crues fortement torrentielles, typiques des cours d'eau montagnards, il apparaît que **l'Arve contemporaine est une rivière de montagne fortement énergique**. Cela laisse supposer un cours d'eau extrêmement travailleur, caractérisé par une forte activité de la dynamique fluviale. L'analyse de la dynamique fluviale holocène qui va suivre montrera qu'il n'en a pas toujours été ainsi.
## PREMIERE PARTIE :

### DYNAMIQUE FLUVIALE ET FLUX SEDIMENTAIRES

### DANS LA PLAINE ALLUVIALE.

* Chapitre 1 : Les paléoenvironnements holocènes de l'Arve...... 21

* Chapitre 2 : La dynamique fluviale de l'Arve avant les aménagements fluviaux.................................................. 97

* Chapitre 3 : La maîtrise du cours d'eau et ses conséquences sur la dynamique fluviale........................................ 133
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# Chapitre 1

## LES PALEOENVIRONNEMENTS HOLOCENES
DE L'ARYE.

### 1) INTRODUCTION.

De nombreux travaux ont été réalisés ces dernières années sur les paléoenvironnements fluviaux, à la fois par les géomorphologues, les hydrologues et les sédimentologues. Il s'agit d'appliquer les connaissances actuelles en dynamique fluviale à la reconstitution des environnements fluviaux du passé. Les chercheurs, appliquant le concept "d'équilibre dynamique" de la géométrie des chenaux alluviaux (Schumm, 1977), utilisent pour cela les relations statistiques mises en évidence entre la morphologie du chenal, la sédimentologie et l'hydrologie; ces relations sont pour la plupart empiriques, basées sur l'étude des processus fluviaux contemporains et sur des expérimentations sur modèles réduits (par exemple Leopold et Wolman, 1957; Dury, 1964; Schumm et Kahn, 1972).

Appliquées aux formations géologiques, les études rétrospectives ont pour objet de déterminer les types d'environnement de dépôt, la dimension, la forme et l'extension de ces dépôts, la nature et l'ampleur des processus responsables du transport et de la sédimentation (Ethridge et Schumm, 1978). Ce type d'approche en géologie est très complexe du fait de la faible connaissance qu'ont les chercheurs des environnements fluviaux du passé : l'absence de végétation, la proximité des zones d'activité orogénique par exemple, semblent être d'importants contrôles de la dynamique de ces anciens systèmes fluviaux (Schumm, 1968; Friend, 1978). Cette méconnaissance du passé rend difficile l'utilisation de modèles basés sur l'analyse des processus contemporains.

L'étude des rivières holocènes semble de ce point de vue beaucoup moins complexe : les formes fluviales sont souvent bien conservées; on peut affiner l'analyse des conditions environnementales grâce à de multiples techniques utilisées conjointement sur un même site, à l'exemple des travaux finlandais (Koutaniemi, 1987b) : la géomorphologie, la sédimentologie (structures sédimentaires, texture des dépôts), l'analyse des restes faunistiques contenus dans les dépôts fins, la palynologie et l'étude des remblaiements tourbeux, la datation par le radiocarbone, la dendrochronologie ou le matériel archéologique sont autant de techniques qui permettent la reconstitution des paléoenvironnements holocènes. Des études pluridisciplinaires de ce type sont actuellement menées sur le haut-Rhône et au confluent Saône-Rhône à Lyon (Salvador, 1985b; Bravard et al., 1986; Vérot et al., 1987).

L'étude des anciens chenaux permet de caractériser le modèle géomorphologique de la rivière, à une époque déterminée : par exemple, Kozarski (1983) montre l'existence de trois types de chenaux d'âges différents, sur un même secteur de la Warta, cours d'eau des basses terres polonaises ; le passage d'un style tressé au méandrage représenté par deux générations de méandres traduirait un ajustement du chenal à des changements climatiques. La plupart des études entreprises sur les rivières holocènes visent à mettre en évidence les changements hydrologiques par le calcul des paléodébits. Ces travaux sont développés aussi bien sur les rivières proglaciaires à chenaux multiples des hautes latitudes (Church, 1978; Maizels, 1983b) que sur des cours d'eau moins énergiques de la zone tempérée (Rotnicki, 1983; Przemysław et Kozarski, 1987). De multiples méthodes de détermination des paléodébits ont été développées; chacune d'entre-elles, fondée sur des mesures empiriques et des travaux expérimentaux sur modèle réduit, est définie à l'intérieur de limites étroites, pour ce qui concerne les conditions d'écoulement et de charge sédimentaire (Maizels, 1983a); de plus, les calculs de paléoécoulements nécessitent un nombre
important de mesures de terrain. Les sources d'erreur sont donc multiples, aussi bien lors de la collecte des données que lors de l'utilisation des modèles de calcul (Maizels, 1986 ; Church, 1987).

L'objectif de cette étude est de présenter quelques premiers résultats sur les paléoenvironnements fluviaux holocènes de l'Arve. On a insisté précédemment sur la nécessité d'un travail interdisciplinaire pour obtenir des résultats optimaux, lors de reconstitutions de la dynamique fluviale passée. Ça n'a pas été le cas dans cette étude, où l'on a travaillé en chercheur isolé, ce qui a constitué une sérieuse limitation. Cependant, elle constitue une première approche qui a donné des résultats encourageants et que l'on souhaite pouvoir développer dans l'avenir. Deux sections de la rivière ont été étudiées : la basse vallée de l'Arve en amont d'Annemasse et le bassin de Cluses dans sa moyenne vallée. Ces deux études de cas seront présentées successivement dans ce chapitre; elles seront précédées d'une partie méthodologique concernant l'analyse et l'interprétation de la texture des sédiments fluviatiles fins par la technique de l'image CM.

## 2) LA METHODE DE L'IMAGE CM DES DEPOTS ALLUVIAUX.

### 2.1 : La sédimentation sur le Mississippi et le modèle CM des dépôts.

Les premiers développements de la méthode ont été entrepris sur le Mississippi par Passega (1957), géologue pétrolier. Il cherchait à mettre en relation les variations de texture des sédiments fluviatiles, puis par la suite marins, avec les processus de transport et de dépôt, dans le but de caractériser les environnements susceptibles de constituer des gites pétrolifères. La démarche expérimentale élaborée par Passega a été synthétisée sur la figure 1.1. On explicitera successivement les différentes étapes de son travail (les numéros des paragraphes qui vont suivre se réfèrent à la figure 1.1).

1) Les **processus de transport** de la charge alluviale ont été étudiés à partir des très nombreuses données publiées en 1939 par l'U.S. Waterways Experiment Station, Vicksburg, Mississippi (Passega, 1957, 1977) : le long d'un transect du Mississippi de 1500 mètres de large établi à Mayersville, quatorze stations d'échantillonnage ont été installées. Chacune d'entre-elles a fait l'objet d'environ dix mesures, réparties sur une période de dix-huit mois. Les mesures ont été effectuées à des profondeurs régulièrement espacées : on a relevé la vitesse de l'écoulement, la concentration de la charge en suspension et sa granulométrie; des analyses granulométriques ont également été effectuées sur la charge de fond du fleuve.

Les premières études entreprises sur les transports solides avaient mis en évidence la forte indépendance entre les différents types de charge alluviale et les processus qui assurent leur transport (Doeglas, 1946; Inman, 1949). Ces auteurs ont distingué trois types de processus : 1) le roulage sur le fond de la fraction la plus grossière ; 2) la saltation qui concerne les sables soulevés au maximum à quelques mètres au dessus du fond par la turbulence de l'écoulement ; 3) la suspension "vraie" qui intéresse les classes de taille les plus fines (limons, argiles) et qui circule dans les couches supérieures de l'écoulement.

L'analyse des données de l'U.S. Waterways Experiment Station confirme pleinement ces études. Passega met en évidence deux types de transport en suspension :

- la fraction limoneuse est présente sur toute la surface mouillée; pour des conditions d'écoulement données et en tous points de la section, la concentration de la suspension en limon est approximativement constante. C'est pour cette raison que Passega (1964) la nomme "suspension
<figure><img src="image_11.png" /><figcaption>**Figure 1.1 :** Relations entre processus de transport et processus de dépôt de la charge en suspension, mises en évidence par l'image CM des sédiments fluviatiles.</figcaption></figure>
mode de dépôt aurait été fortement altérée (Passega, 1957). Les risques d'erreur lors de la détermination de C sont palliés par la multiplication des analyses.

Les paramètres C et M sont mesurés sur chacune des courbes granulométriques et pointés sur un diagramme logarithmique, M en abscisse et C en ordonnée (Figure 1.1). Une trentaine d'échantillons représentant les textures disponibles sur un site permet de déterminer l'image CM des dépôts du site. Celle-ci s'organise à gauche de la droite limite C=M, qui représente des dépôts théoriques parfaitement triés.

Le modèle CM complet déterminé par Passega a été représenté sur la figure 1.2. La première condition pour espérer obtenir une image complète est d'échantillonner dans tous les environnements de dépôt, aquatiques et terrestres, du site étudié. La seconde condition est qu'effectivement l'image complète existe : sur le Mississippi, les tronçons supérieurs de l'image sont absents (voir Figure 1.1), la dimension maximum des matériaux constituant la charge ne dépassant pas la taille des sables grossiers ; sur l'Enoree (Caroline du Sud) et la Niabrora (Nebraska), rivières très turbulentes, les parties basses du modèle n'existent pas, probablement à cause de l'absence d'environnements permettant le dépôt des matériaux les plus fins.

<figure><img src="image_12.png" /><figcaption>Figure 1.2 : Image CM théorique des dépôts fluviaux : les valeurs C et M affectées aux différents tronçons sont purement indicatives (Source Passega, 1964).</figcaption></figure>

4) L'image CM s'organise en différents tronçons clairement individualisés, dont les limites sont nommées par les lettres O, P, Q, R, S et T. Chacun des tronçons est représentatif de modes de transport déterminés :

- le segment RS regroupe les dépôts issus d'un transport en suspension uniforme (voir Figure 1.1). Il est caractérisé par l'indépendance entre la médiane M, seul paramètre variant
fortement et le percentile le plus grossier C, dont la valeur limite est Cu quelque soit la valeur de M ; la valeur Cu du dépôt indique la taille maximum des particules transportées en suspension uniforme. Le dépôt se produit lors d'une légère baisse de la vitesse de l'écoulement au contact du lit, à l'abri d'un obstacle ou d'un irrégularité du fond ou des berges. Les sédiments situés dans la tranche d'eau supérieure ne sont que peu affectés par la baisse de turbulence à proximité du fond et la fraction la plus grossière de la suspension uniforme Cu continue de transiter. La valeur de la médiane M du dépôt est d'autant plus faible que l'écoulement en arrière de l'obstacle est plus lent; elle est indicatrice de la turbulence au contact du fond. Le percentile le plus grossier voisin de la valeur Cu indique la persistance d'un transport de suspension uniforme dans les parties supérieures de la tranche d'eau, dont quelques grains les plus grossiers se trouvent piégés dans les dépôts ;

- le segment QR regroupe les dépôts issus de suspension graduée. Il est caractérisé par un rapport de proportionnalité entre le percentile C et la médiane M. La relation entre C et M résulte d'un effet de tri granulométrique exercé par la turbulence du fond. Une légère diminution de la turbulence au contact du fond provoque la sédimentation des particules les plus grossières de la suspension graduée sans piégeage des fines ; cela explique la proximité de la droite de tri parfait C=M. Dans ce cas, C et M sont tous les deux des indicateurs de la turbulence au contact du fond. Passega a défini un indice de tri Lm des dépôts : il s'agit de la distance qui sépare chaque échantillon de la droite C=M, parallèlement à la droite des M. La fraction la plus grossière transportée en suspension graduée est appelée Cs; cette valeur se réfère à la turbulence au contact du fond maximale, dans les parties du chenal les plus exposées au courant ;

- le segment PQ est constitué de sédiments issus de la partie la plus grossière de la suspension graduée (point Q) dont ils ont la médiane, pollués par quelques grains transportés par roulage de dimension supérieure à Cs. Les grains roulés, présents en très petite quantité, affectent le percentile sans modifier la valeur de la médiane. Le segment PQ de l'image est fréquemment associé au tronçon QR indiquant qu'une partie de la charge est roulée sur le fond ;

- le segment OP de l'image met en évidence une augmentation de la proportion de matériel roulé dans le dépôt. Elle provoque une rapide augmentation de la valeur de la médiane, sans que le percentile le plus grossier soit beaucoup affecté. Passega a appelé Cr la valeur maximale que peut atteindre le percentile dans le tronçon OP.

- La courbure OPQ de l'image CM indiquerait que les grains de diamètre intermédiaire entre Cr et Cs sont insuffisamment abondants dans la rivière pour constituer une classe de taille médiane. Ce hiatus granulométrique a été mis en évidence à plusieurs reprises sur les cours d'eau graveleux par les études de dynamique fluviale (voir Shaw et Kellerhalls, 1982). Passega (1964) l'a étudié d'amont en aval sur l'Adige, de sa vallée alpine à la plaine du Pô : il observe que si la valeur Cr des dépôts reste approximativement constante à 25 millimètres, la valeur Cs décroît de 2500 microns à 500 microns indiquant un diminution amont-aval de la turbulence maximale au contact du fond. La superposition des courbes granulométriques des différentes stations d'étude a mis en évidence la rareté de certaines classes de taille dans les dépôts, le hiatus granulométrique correspondant aux dimensions comprises entre Cs et Cr. D'après Passega, la présence du hiatus indiquerait que roulage et transport par suspension graduée sont des mécanismes de transport indépendants : la valeur Cr représenterait la dimension la plus facilement transportée par roulage ; les particules de dimension comprise entre Cr et Cs seraient trop grossières pour être transportées en suspension et trop fines pour être facilement roulées. Ainsi, elles transiteraient moins facilement que les particules de taille Cr et Cs. Les classes de taille affectées par ce processus de transport sélectif seraient abandonnées temporairement dans certaines parties du lit, jusqu'à ce que leur réduction par usure mécanique autorise à nouveau un transit aisé en suspension graduée. Au contraire, Shaw et Kellerhalls (1982) préconisent la mise en mouvement des particules de la classe déficiente par les deux modes de transport, ce qui provoquerait
l'accroissement de la fréquence de leur mobilisation par rapport aux autres classes de taille et expliquerait leur usure rapide et leur raréfaction dans les dépôts. De plus, Shaw et Kellerhalls (1982) identifient d'autres causes du hiatus, comme l'instabilité mécanique des particules de la classe de taille déficiente, les phénomènes d'attrition (écrasement des granules par la charge de fond au cours de son transport) ou le mélange de populations indépendantes à l'aval des zones de confluence ;

- Le segment NO représente des sédiments bien triés, pratiquement tous transportés par roulage et caractéristiques des rivières à charge graveleuse.

- La zone T de l'image CM est probablement due à un dépôt de sédiments transportés en suspension pélagique, flottant dans l'eau sans recours nécessaire à une turbulence au contact du fond. Entrent dans cette catégorie les dépôts de percentile et médiane respectivement inférieurs à 31 et 3 microns. Passega a trouvé fréquemment de tels sédiments en milieu marin, mais plus rarement dans des dépôts d'origine fluviatile.

## 2.2: Les développements de la méthode de l'image CM.

Assez curieusement, très peu d'études ont été réalisées à la suite de la première publication de Passega en 1957, alors que celui-ci a souvent utilisé cette technique dans ses travaux ultérieurs, en milieu fluviatile et marin (voir Passega, 1977). On peut néanmoins retenir une liste de travaux qui, si elle n'est pas exhaustive, recense les principales études sédimentologiques faisant appel à l'image CM dans le domaine fluvial. On les résumera rapidement et on présentera les principaux développements de la méthode de l'image CM qui en sont issus :

- la première étude qui reprenne la technique de Passega est celle de Bull (1962). Il étudie les matériaux déposés sur les cônes alluviaux de torrents californiens et met en évidence une double image CM : 1) les dépôts issus de courants de traction apparaissent tels qu'ils sont définis sur le modèle général (Figure 1.2) ; 2) les dépôts des laves torrentielles ne forment qu'un seul tronçon parallèle à la ligne C=M, mais dont l'axe est à une distance considérable, ce qui démontre un tri extrêmement faible. Bull compare le modèle des écoulements boueux à celui similaire des dépôts marins mis en place par des courants de turbidité. Néanmoins, ils diffèrent des turbidites par leur faible tri granulométrique, ce qui indique que les écoulements des laves torrentielles ont une densité beaucoup plus forte que celle des courants de turbidité ;

- Royse (1968) applique la méthode de l'image CM à la mise en évidence des environnements fluviatiles dans des séries géologiques paléocènes. L'auteur conclut qu'il existe bien un modèle général unique, mais que la position des différents tronçons de l'image peut varier. Les valeurs de Cu et Cs seraient un bon indicateur chiffré de l'énergie de l'écoulement ou des paléoécoulements, dans le cas des environnements fluviaux anciens ;

- Williams et Rust (1969) étudient les dépôts de la Donjek (Yukon, Canada), rivière proglaciaire tressée extrêmement énergique. Ils mettent en évidence le prolongement vers le bas du tronçon QR des dépôts issus de suspension graduée, sous les dépôts de suspension uniforme. Ces sédiments ont été prélevés dans les chenaux abandonnés qui sont les environnements les moins énergiques de la Donjek. Les auteurs ne déterminent pas quels sont les processus de sédimentation caractéristiques de ce type de dépôts ;

- Brossé (1981) lors son étude des processus sédimentaires de la Loire utilise la méthode de l'image CM. Il démontre la diminution amont-aval de la turbulence au contact du fond par la baisse progressive des valeurs de Cu et Cs ;
- Brown (1985) étudie les sédiments de la plaine d'inondation de la basse Severn (Grande-Bretagne) par le biais de plusieurs méthodes d'analyse multivariée, l'image CM et le triangle de texture. L'analyse en composantes principales des dépôts révèle l'importance de la classe granulométrique des limons grossiers à fins pour la discrimination des unités géomorphologiques de la plaine d'inondation. L'image CM se révèle être aussi efficace pour discriminer ces unités ; elle permet en plus de déterminer quels sont les processus de transport et de dépôt des sédiments fins de la plaine d'inondation et du chenal ;

- Zwolinski (1985) propose une méthode voisine de celle de l'image CM puisqu'il corrèle les paramètres C et M avec un second paramètre, préalablement défini, exprimant le degré de triage (sorting degree) des dépôts. Par ces corrélations, il cherche à distinguer les différents faciès d'un environnement sédimentaire donné, en milieu désertique : il s'agit des chenaux, bancs et levées d'un cours d'eau tressé de la région du lac Eyre, en Australie centrale. Les types de transport sont déterminés par une succession de relations empiriques linéaires ; elles permettent de calculer les seuils séparant deux modes de transport. Zwolinski en distingue quatre : les suspensions uniforme et graduée, la saltation et le roulage. Chacun d'entre-eux, seul ou combiné avec un autre, est caractéristique d'un environnement de dépôt déterminé ;

- Sikirdji *et al.* (1985) utilisent la méthode de l'image CM lors d'une étude de la sédimentation de la retenue du Chambon sur la Romanche. Leur interprétation des processus de transport est éronée, dans la mesure où ils comparent leurs résultats à l'image du Mississippi et ne se réfèrent pas au modèle CM de la Romanche.

Depuis 1981, les recherches sur l'image CM des dépôts alluviaux ont été développées d'abord par J.-P. Bravard, puis également par ses étudiants dans le cadre des travaux de dynamique fluviale du département de Géographie de l'Université Lyon 3. Le but initial de ces études était de "fonder une classification des milieux de la plaine alluviale sur le mode de sédimentation de la charge fluviale" (Bravard, 1983). L'analyse de la texture des dépôts et leur interprétation par l'image CM permettent la démultiplication des milieux habituellement identifiés par les seuils critères géomorphologiques ; il en résulte la mise en évidence de la géographie des dépôts de la plaine alluviale qui s'appuie sur des critères semi-quantitatifs et non plus uniquement géomorphologiques.

La figure 1.3 présente de manière simplifiée les relations liant les formes terrestres et aquatiques du domaine fluvial et les modes de transport et de dépôt des flux minéraux. Chacune des unités géomorphologiques de la plaine alluviale occupe une position bien définie sur le diagramme CM. L'étude de nombreux sites a permis de vérifier la mobilité de l'image d'un cours d'eau à l'autre, mais également les changements de position des différents tronçons de l'image sur différents sites d'une même rivière. Néanmoins, d'après les travaux effectués jusqu'à présent, il semble que chaque unité géomorphologique occupe toujours la même position sur les multiples graphiques CM ; il est donc possible d'utiliser la méthode lors d'études rétrospectives.

Un second type d'approche, complémentaire de l'étude spatiale des dépôts, est également développé : l'analyse diachronique des sédiments progressivement accumulés sur un même site permet de déterminer les processus successifs qui ont généré son évolution. Les études menées en collaboration avec les écologistes montrent que les sédiments constituent un "descripteur fonctionnel des écosystèmes fluviaux" (Bravard *et al.*, 1986b; Amoros *et al.*, 1987), c'est à dire que le modèle CM décrit non seulement les processus géomorphologiques, mais également la fonction écologique d'un type de biotope. Appliquée en relation avec l'archéologie, l'approche diachronique permet la reconstitution des paléoenvironnements fluviaux et des relations entre l'Homme et son milieu, dans un cadre temporel en général bien connu grâce aux repères chronologiques fournis par le matériel archéologique (Bravard *et al.*, 1986a).
<figure><img src="image_13.png" /></figure>

**Figure 1.3** : Relations entre les formes fluviales du chenal et de la plaine d'inondation et l'image CM des dépôts alluviaux (Source : Bravard *et al.*, 1986, modifié).

Le troisième thème de recherche en cours de développement relève d'une synthèse des deux précédents : il s'agit de mettre en évidence les changements spatiaux et temporels de l'activité fluviale, l'image CM étant un indicateur des transformations de la dynamique de la rivière. Si ces modifications ont eu dans la première partie de l'Holocène une origine essentiellement naturelle, l'influence de l'homme sur son environnement a été sans cesse croissante à partir du Néolithique (Jorda, 1980; Brown et Barber, 1985) : 1) Salvador (1985b) montre une variation temporelle de l'image CM sur le haut-Rhône entre le Néolithique et la période actuelle, probablement en relation avec les variations des conditions hydrodynamiques ; 2) Bravard (1983) suspecte les grands travaux entrepris dès le 18ème siècle dans les plaines du Haut-Rhône (endiguement, barrages), d'avoir modifié l'image CM des dépôts en provoquant un affinement de la charge fluviale ; Salvador (1985a) démontre l'impact des vidanges triennales des retenues du haut-Rhône sur la sédimentation des berges du fleuve ; l'image CM des sédiments de réservoir déposés sur les berges après la vidange de 1984 est fondamentalement différente de celle des matériaux déposés par les crues de printemps.

C'est à ces deux derniers thèmes de recherche que se référeront les études de la dynamique fluviale holocène de l'Arve que l'on va présenter maintenant. On étudiera successivement les paléoméandres perchés de la basse vallée de l'Arve, puis la zone de sédimentation fine du bassin de Cluses, dans la moyenne vallée de l'Arve. La méthode de l'image CM sera développée lors de ces travaux. Elle constitue une technique particulièrement efficace permettant l'interprétation des paléoenvironnements fluviaux, mais qu'il est indispensable d'utiliser conjointement avec d'autres.
# 3) LES PALEOMEANDRES DE LA BASSE VALLEE DE L'ARVE.

## 3.1 : Problématique et localisation de l'étude.

### 3.1.1 : Les objectifs de l'étude.

Le simple examen d'une carte topographique de la basse vallée de l'Arve met en évidence son grand intérêt pour l'étude des paléoenvironnements fluviaux (Figure 1.4). Elle montre l'existence d'une succession de méandres perchés, régulièrement étagés et dont l'analyse devrait fournir des renseignements de tout premier ordre sur la dynamique fluviale de l'Arve au cours de l'Holocène.

La présence d'un style fluvial à méandres encaissés sur la basse Arve, au sortir d'un milieu intra-montagnard supposé être extrêmement énergique, n'est pas sans surprendre. En effet, le méandrage est indicateur de conditions environnementales moins énergiques que le tressage ; ce dernier était le modèle fluvial typique des vallées intra-montagnardes avant leur aménagement, conditionné par une pente raide, un régime hydrologique fortement contrasté et une fourniture sédimentaire abondante. L'étude de la dynamique fluviale de la basse vallée de l'Arve a d'ailleurs montré que la rivière n'échappait pas à cette règle, puisqu'elle tressait aux 18ème et 19ème siècles, dans le bassin ovoïde d'Etrembières (Peiry, 1984).

Mackin (1948) décrit deux types de contrôle, aval et amont, du profil en long permettant la formation des terrasses fluviatiles : 1) l'abaissement du niveau de base provoque des ajustements du profil en long par érosion régressive ; 2) les ajustements du profil en long peuvent également résulter d'un déficit d'apport charriés amont, la rivière incisant son lit pour dissiper son excédant d'énergie.

1) La proximité de la confluence Arve-Rhône permet de supposer l'existence d'un contrôle aval de l'incision, généré par l'abaissement progressif du lit du Rhône recevant les eaux claires du lac Léman; dans ce cas, les paléoméandres de la basse vallée de l'Arve témoigneraient des phases successives d'enfoncement du Rhône, mais également de l'abaissement tardiglaciaire et holocène du niveau du lac Léman.

2) L'incision peut résulter d'un processus de contrôle amont, reflétant la variabilité temporelle des apports hydriques et sédimentaires. Ces variations des flux peuvent provenir de changements extrinsèques au système fluvial, comme par exemple une modification climatique et ses effets sur la végétalisation des pentes, les taux de ruissellement et l'activité morphogénique des versants etc... Elles peuvent traduire également un contrôle intrinsèque des flux, c'est à dire inhérent au système, généré par des processus fluviatiles se produisant à l'amont (Schumm et al., 1984). Dans ce cas, l'étude des paléoformes fluviales permet l'analyse de l'évolution du dynamisme de la rivière qui se traduit par une adaptation permanente du style géomorphologique et de la géométrie du chenal aux modifications temporelles des flux hydriques et sédimentaires.

L'objectif de cette étude est de recueillir de multiples informations permettant une première reconstitution partielle de la dynamique d'incision de l'Arve au cours de l'Holocène. L'analyse des paléoformes fluviales et de leurs dépôts préservés sur les terrasses fluviatiles permet une telle reconstitution. Les bras morts perchés sont les témoins des phases d'enfoncement de la basse Arve. Ce sont des mémoires de la dynamique passée de la rivière, susceptibles de nous renseigner aussi bien sur les processus fluviaux et conditions environnementales locales, à l'échelle d'un méandre par exemple, que de fournir des données fondamentales de géographie régionale.
<figure><img src="image_14.png" /><figcaption>Figure 1.4 : Modèle géomorphologique de la basse-Arve : de nombreux paléoméandres étages témoignent de l'incision de la rivière dans les dépôts de retrait glaciaire.</figcaption></figure>
### 3.1.2: Le site de l'étude.

La géomorphologie de la basse vallée de l'Arve est fortement marquée par l'omniprésence des formations pléistocènes (Figure 1.5). Celles-ci ont engendré une mozaïque de dépôts et de formes où se cotolent vallums morainiques, moraines de fond, terrasses fluvio-glaciaires et glacio-lacustres, mis en place lors du retrait glaciaire. Cette géomorphologie est rendue plus complexe du fait de la proximité de la confluence des glaciers du Rhône, de l'Arve et de la Menoge dont la dynamique respective a contrôlé la mise en place des formations de retrait glaciaire (Armand, 1978).

La basse Arve et ses affluents ont incisé les dépôts pléistocènes sur plus de 60 mètres d'épaisseur, entaillant également le substratum molassique par surimposition, dans un secteur non surcreusé par l'érosion glaciaire. L'existence d'un profond sillon de surcreusement glaciaire a été mise en évidence par Armand (1978); il a probablement été entaillé par le glacier rissien de l'Arve, comme en témoigne son remblaiement polygénique. Il est orienté SE-NO, s'étend sous la terrasse fluvioglaciaire d'Arthaz, passe au milleu du verrou que constituent la colline molassique de Monthoux et l'extrémité Nord-Est du Salève, avant d'obliquer vers l'Ouest. La tendance globale à l'incision de la rivière est attestée par le fait que les paléoméandres perchés reposent presque directement sur les formations mises en place par le glacier de l'Arve, l'épaisseur des dépôts holocènes ne dépassant pas quelques mètres.

La figure 1.4 montre les tracés postglaciaires de l'Arve dans sa basse vallée. Les anciens méandres étagés sont encore parfaitement identifiables dans le paysage. Quatre sections peuvent être définies : 1) en amont d'Annemasse, la rivière est profondément encaissée et les formations holocènes très peu développées, excepté une zone plus large, sur la bordure méridionale de la terrasse d'Arthaz, disséquée par les eaux de l'Arve; 2) de nombreux méandres marquant différents niveaux de terrasse ont été recensés dans le large bassin ovoïde d'Etrembières; 3) à l'entrée du territoire suisse, on peut observer une série de superbes méandres de vallée, la rivière s'étant enfoncée sur elle-même dans les formations quaternaires sans déplacement latéral de grande ampleur. Plusieurs méandres de vallée ont également incisé le haut-Rhône dans le bassin lémanique; 4) la proximité de la confluence Arve-Rhône est marquée par un nouvel élargissement de la plaine alluviale holocène qui s'ouvre en un vaste cône de déjection; on distingue encore nettement la large boucle que décrivait la rivière vers le Sud, avant d'atteindre le Rhône.

La présence toute proche des agglomérations de Genève et d'Annemasse fait que la plupart des sites potentiellement intéressants pour une étude des paléoenvironnements fluviaux sont urbanisés. Néanmoins une station d'étude s'est immédiatement imposée, dans la section amont de la basse plaine de l'Arve (localisation sur la Figure 1.4) : elle superpose trois niveaux de terrasse sur une très courte distance, les deux niveaux les plus anciens étant en rive droite de l'Arve ; le niveau inférieur est établi sur la rive opposée. C'est ce site privilégié, parfaitement bien conservé et non urbanisé qui a été l'objet d'une investigation détaillée. Il s'est avéré particulièrement riche d'informations.

### 3.2: Les méthodes utilisées.

Les investigations menées à bien sur les paléoméandres de la basse vallée de l'Arve sont issues de la conjonction de différentes techniques ayant pour finalité la reconstitution des processus fluviaux et de la dynamique de la rivière.

1) L'examen stéréoscopique des photographies aériennes infra-rouge couleur de l'Institut Géographique National (mission de 1984) a constitué la première étape de l'étude. Il a permis le recensement des bras morts et un premier classement en fonction des leurs âges relatifs que
<figure><img src="image_15.png" /></figure>

<figure><img src="image_16.png" /><figcaption>**Figure 1.5** : Dépôts quaternaires de la basse vallée de l'Arve (Source : Armand, 1978).</figcaption></figure>
traduisent les niveaux respectifs des anciens lits. Les lambeaux de terrasse auxquels sont associés les anciens chenaux et les escarpements ont été repérés et cartographiés ; ils marquent les étapes de l'enfoncement de la rivière. Les photographies ont également fourni de précieuses indications sur la dynamique des méandres en permettant de déterminer leur modèle de migration.

2) L'étude résulte également de nombreuses expérimentations de terrain qui ont permis de collecter les données indispensables pour sa réalisation. On a travaillé sur quatre profils en travers, établis sur trois méandres situés à des altitudes différentes. Sur chacun d'entre-eux, on a procédé à de nombreux sondages (plus de vingt au total) à la tarière à main. Cette technique permettait dans le meilleur des cas d'atteindre la profondeur maximum de 6,20 mètres, mais tous les sondages ont été stoppés avant, au contact du lit graveleux de la rivière. Equidistants en général de 10 mètres, les sondages ont permis de reconstituer la géométrie du chenal et de déterminer les étapes du remblaiement sédimentaire, après le recoupement des méandres.

Le calage en altitude relative des différents sondages d'une même coupe a été effectué par rapport au niveau phréatique généralement sub-affleurant et qui a été supposé identique pour tous les sondages d'un même profil. Durant les carottages, chaque échantillon d'une longueur de 20 centimètres à fait l'objet d'une description sommaire de texture. Les limites entre les principales phases de remblaiement des chenaux, mises en évidence de manière qualitative par la texture, ont été soigneusement notées ; puis les matériaux ont été mis en sac pour des analyses ultérieures en laboratoire, en ayant soin d'éviter tout mélange entre des dépôts issus de plusieurs processus de transport. Les structures sédimentaires perturbées par le mode de prélèvement n'ont malheureusement pas pu être étudiées.

Les investigations sur les profils ont été complétées d'un calage en altitude absolue par rapport à la cote N.G.F. On a utilisé un niveau de topographie Wild modèle NA20 qui a permis la détermination de l'altitude des transects avec une précision de l'ordre du centimètre.

3) Plus d'une centaine d'analyses granulométriques ont été effectuées au Laboratoire de Géomorphologie de l'Université Lyon 3. Deux techniques ont été utilisées : 1) la fraction grossière excédant 50 microns a été analysée par tamisage à sec d'échantillons, dont le poids sec variait de 100 à 300 grammes ; 2) la fraction minérale inférieure à 50 microns a été étudiée par analyse densimétrique d'échantillons de 30 grammes ; les résidus de la densimétrie (fraction excédant 50 microns) ont été tamisés, afin de pouvoir tracer la queue des courbes granulométriques. On a procédé, au préalable, à la destruction de la matière organique à l'eau oxygénée, chaque fois que cela s'avérait nécessaire. Les résultats des analyses sédimentologiques ont été exploités par la construction de courbes cumulatives sur papier semi-logarithmique, permettant d'extraire divers paramètres statistiques, dont la médiane M et le percentile le plus grossier C.

4) Deux échantillons de tourbe ont été confiés au Laboratoire de Radiocarbone de l'Université Lyon 1. Ils ont été prélevés en limite supérieure du remblaiement fluviatile, sur une épaisseur inférieure à 5 centimètres et dans la zone la plus profonde du chenal. On discutera plus loin la signification de ces datations et les précautions méthodologiques qu'il est nécessaire de prendre lors de leur utilisation.

5) L'interprétation de l'évolution holocène de la basse vallée de l'Arve résulte de la synthèse de toutes ces méthodes. L'exploitation sur l'image CM des analyses de texture, associée à l'observation géomorphologique des coupes dans les bras morts et de leur tracé en plan ont permis la reconstitution détaillée de l'évolution probable des paléoméandres avant et après leur recoupement et la détermination des processus responsables de leur remblaiement. La datation des bras morts et la détermination de leur altitude respective ont fourni quelques premiers éléments d'une reconstitution paléogéographique de l'évolution holocène de la basse vallée de l'Arve.
### 3.3 : Les résultats de l'étude.

Dans un premier temps, on étudiera le tracé en plan de la rivière et la dynamique de migration des paléoméandres. On analysera ensuite successivement le remblalement des trois bras morts étudiés et procédera à la reconstitution de leur évolution respective après leur abandon. On terminera l'étude par un essai de reconstitution de la morphodynamique holocène du site.

#### 3.3.1 : Les tracés en plan de la rivière.

La figure 1.6 présente la géomorphologie du site d'étude. Deux des anciens tracés de l'Arve sont encore parfaitement conservés ; ils correspondent aux deux niveaux de terrasse inférieurs, établis de part et d'autre de la rivière. Un lambeau de terrasse marque le niveau supérieur, en rive droite de l'Arve. La rivière actuelle est déprimée d'environ 4 mètres par rapport à la plus basse des terrasses étudiées et développe une plaine d'inondation très étroite, parfois même inexistante. Les deux méandres de rive droite ont été appelés Nant-Haut et Nant-Bas, celui de rive gauche méandre du Pont-Neuf, en référence aux hameau et lieu-dit qui sont situés à leur proximité. A l'aval de la zone d'étude, le Foron de Reignier, affluent torrentiel local a édifié une petit cône alluvial partiellement détruit par les divagations de la rivière, ce qui atteste la faiblesse de son activité récente.

Les anciens chenaux étudiés ont la forme typique d'oxbow-lakes, isolés du cours de la rivière par le recoupement de la sinuosité. Il n'a pas été possible de décrire en détail la géomorphologie du niveau supérieur trop partiellement conservé. L'analyse des photographies aériennes a par contre permis de réaliser une telle étude sur les deux autres méandres : les clichés mettent en évidence les phases de construction des bancs de convexité ("point bars") et la dynamique de leur migration. Il apparaît que ce sont des formes complexes, composées d'une alternance de rides ou levées courbes ("scroll-bars") alternant avec d'étroites dépressions ("swales"). Chaque ride est le résultat de la migration du chenal pendant une suite de crues; la répétition du phénomène dans le temps provoque la construction du banc de convexité (Reineck et Singh, 1973 ; Hickin, 1974). Hickin et Nanson (1975) montrent que plus la distance entre les levées est forte, plus le taux de migration du méandre est élevé. Celui-ci varie suivant les cours d'eau en fonction du débit, de la pente de la ligne d'eau, des caractéristiques de résistance des berges, de la hauteur de la berge concave, et de leur végétalisation ; il apparaît également que le ratio rayon de courbure sur largeur de débordement est un paramètre géomorphologique fondamental : le taux de migration du chenal passe par un maximum lorsque sa valeur est proche de trois ; pour des valeurs supérieures ou inférieures, il diminue très rapidement.

Les rides de progression des bancs de convexité des méandres de Nant-Bas et du Pont-Neuf ont permis de déterminer les composantes principales de la migration des chenaux de méandrage. Pour le premier, il s'agissait d'un changement simple marqué par une extension longitudinale de la convexité, le taux de migration étant probablement faible, car contrôlé par le recul du versant. L'évolution du méandre du Pont-Neuf est plus complexe, car elle a résulté d'un double phénomène : le taux de migration du chenal était également contrôlé par le recul du versant, ce qui laisse supposer des déplacements lents; par contre, la sinuosité localisée immédiatement en amont se comportait comme un méandre libre et évoluait beaucoup plus rapidement. Elle se déplaçait suivant un mouvement complexe associant translation et rotation; la migration peut être qualifiée de "composée asymétrique" (Brice, 1974).

L'analyse de la dynamique des méandres de Nant-Bas et du Pont-Neuf permet de faire d'intéressantes observations sur les processus de recoupement des sinuosités. Différents types de recoupement ont été distingués, les plus fréquents appartenant à deux catégories (Hooke, 1984) :
<figure><img src="image_17.png" /><figcaption>Figure 1.6 : Croquis géomorphologique de la zone d'étude.</figcaption></figure>
- le premier type de recoupement est dû à un déversement latéral, en période de crue, dans un chenal ouvert au travers du banc de convexité ("chute-cutoff"). Il est le plus fréquent et n'est possible que sur les méandres libres. Il peut parfois prendre une forme complexe, comme sur la basse vallée de l'Ain, où la destruction de la sinuosité se produit en plusieurs phases successives, chacune générant son propre chenal de recoupement (Bravard, 1986). C'est probablement un recoupement de ce type qui a provoqué l'abondon du paléoméandre du Pont-Neuf, comme tend à le montrer les traces d'un ancien chenal figurant sur le croquis géomorphologique du site (Figure 1.6). Les vitesses d'évolution probablement très différentes des deux sinuosités successives, le bras mort étant calé en pied de versant, permettent de supposer une durée de vie relativement courte du méandre du Pont-Neuf ;

- le second type de recoupement est provoqué par le sapement progressif des rives concaves se faisant front, sur des méandres à la courbure très accentuée. La rupture se produit lors d'une crue, au droit du cou du méandre ("neck-cutoff"). Il a été observé aussi bien sur les méandres libres qu'encaissés. C'est un recoupement de ce type qui a provoqué l'abandon du méandre encaissé de Nant-Bas, comme le prouve la présence d'une butte morainique isolée dans la convexité. La période de fonctionnement du méandre de Nant-Bas fut probablement très longue : c'est une particularité des sinuosités encaissées, les recoupements ne se produisant qu'après une longue évolution ; cela apparaît également à travers la morphologie du banc de convexité, fortement incliné vers le Nord-Ouest, prouvant que la lente migration du chenal était accompagnée de la poursuite régulière du phénomène d'incision.

Si l'étude des tracés en plan de l'Arve holocène apporte d'utiles renseignements sur la dynamique des méandres lorsqu'ils étaient fonctionnels, c'est à partir de l'analyse du remplissage sédimentaire des bras morts que l'on déterminera leur évolution postérieure au recoupement.

### 3.3.2 : Le paléoméandre du Pont-Neuf.

#### a) Détermination de la section d'écoulement

L'étude du méandre du Pont Neuf a été réalisée le long d'un transect perpendiculaire à l'axe principal d'écoulement. Celui-ci est situé dans le premier tiers amont du méandre (voir Figure 1.6). Deux raisons justifient cette localisation :

1) le fait que ce site est l'un des seuls qui soit facilement accessible, la partie distale du méandre étant couverte d'une inextricable végétation arbustive, composée de saule cendré, ce qui rend toute investigation problématique ;

2) le fait que la position de la berge de rive droite soit très distinctement marquée par une légère levée, colonisée par de l'aulne glutineux. La connaissance de l'emplacement de la berge convexe a permis de déterminer une section d'étude qui soit de manière indiscutable perpendiculaire au chenal ; ce choix est impératif si l'on veut déterminer la géométrie du lit et pouvoir calculer les paramètres qui la décrivent.

La géométrie de la section d'écoulement a été reconstituée par interprétation des sondages pratiqués le long du transect (Figure 1.7). Ils sont en général équidistants de 10 mètres excepté à proximité de la rive droite, où la détermination précise de la position de la berge a nécessité une augmentation de la fréquence des forages. En rive gauche, la berge concave n'a pu être positionnée avec certitude : un épais manteau de colluvions hétérométriques provenant du versant tout proche et masquant une partie du talweg s'est avéré impossible à perforer avec le matériel de forage dont l'on disposait. Le fond du chenal et le banc de convexité sont constitués de formations graveleuses
dont la granulométrie n'a pu être reconnue, mais dont les éléments les plus grossiers sont
probablement des galets.

<figure><img src="image_18.png" /><figcaption>**Figure 1.7** : Géométrie du chenal et remplissage alluvial du paléoméandre du Pont-Neuf.</figcaption></figure>

La section d'écoulement du bras mort est typique des méandres de cours d'eau transportant une charge de fond graveleuse (Mc Gowen et Garner, 1970). Ces auteurs ont étudié les formes fluviales et les structures sédimentaires de différents cours d'eau graveleux à méandres aux Etats-Unis. Le banc de convexité est généralement composé de deux unités principales : un banc supérieur généralement exondé, sauf en période de crue ; un banc inférieur qui constitue son prolongement et qui est émergé uniquement à l'étiage. Ils sont reliés par un talus en pente assez raide (17 à 18°). Le chenal atteint une profondeur maximale à proximité de la berge concave; il s'agit d'une mouille, creusée et approfondie lors des crues et partiellement remblayée à la décru. Les bancs de convexité supérieur et inférieur progressent latéralement par dépôt de sédiments parallèlement au talus (accrétion latérale) ; ils suivent la migration du talweg qui sape la berge concave et provoque son recul.
b) Etude du remplissage sédimentaire du bras mort.

Le remplissage sédimentaire du bras mort est le témoin de l'histoire du méandre après le recoupement de la sinuosité. Il était donc nécessaire de l'étudier en détail dans le but de reconstituer la dynamique du site.

L'analyse de la stratigraphie des dépôts met en évidence une évolution complexe que l'on peut schématiquement scinder en deux étapes qui se suivent chronologiquement :

1) les processus fluviatiles ont mis en place les dépôts qui remblaient le fond du chenal et qui recouvrent le banc de convexité inférieur. Cette première étape de l'évolution du chenal abandonné peut être qualifiée "d'allogène", le remblaiement étant contrôlé par l'occurrence des flux hydriques et minéraux délivrés par le chenal principal. La description, dans un premier temps uniquement qualitative des sondages, a montré une tendance globale à l'affinement granulométrique, de la base vers le haut des profils (Figure 1.7) ; des sables grossiers sont présents en très faible épaisseur (10 à 15 cm) à la base du chenal. Ils sont surmontés de près de 2 mètres de sables fin et sables limoneux riches en schistes, ce qui leur donne une couleur très sombre, presque noire ; les sédiments silteux constituent l'essentiel du remplissage d'origine fluviatile. La variation rapide, de la base vers le haut, de la texture des sédiments traduit une diminution extrêmement brutale de l'énergie des flux hydriques alimentant la sinuosité ; elle est caractéristique du méandrage, le recoupement du lobe de convexité entraînant l'isolement du méandre du nouveau chenal principal, où circulent les flux les plus énergiques (Allen, 1965 ; Reineck et Singh, 1973) ;

2) la sédimentation de la partie supérieure du chenal résulte essentiellement de processus locaux, indépendants de l'alimentation hydrique et minérale délivrée par l'Arve. Ces dépôts ont profondément enfoui les sédiments fluviatiles du fond du chenal et du banc de convexité inférieur ; ils recouvrent également de près de 2 mètres le banc de convexité supérieur. Les dépôts sont mixtes, constitués exclusivement de matière minérale ou d'un mélange de matière minérale et organique présente dans de fortes proportions, allant même jusqu'à la tourbe presque pure. La fraction minérale appartient à la classe des limons argileux ; ils s'agit de sédiments issus du versant qui domine le méandre du Pont-Neuf. Leur couleur gris clair fut un excellent critère in situ, pour les différencier des apports fluviatiles. Les sédiments très organiques ont été considérés comme étant de la tourbe sans tenir compte de la teneur variable en matière organique des échantillons ; celle-ci n'a d'ailleurs pas été quantifiée. Quatre lits principaux ont été distingués :

- de bas en haut, on distingue un premier niveau presque exclusivement minéral colmatant uniquement la partie la plus profonde du chenal. Les sédiments locaux provenant du versant sont mélangés avec des dépôts fluviatiles en proportion modeste, comme le laisse penser la couleur grise des échantillons ;

- le premier lit minéral est recouvert d'environ 80 centimètres de tourbe qui occupe l'ensemble de la section d'écoulement, sauf à proximité de la berge concave où elle est remplacée par des colluvions. La faible proportion de la fraction minérale dans cet épisode du remplissage témoigne d'une forte autogénie du bras mort ;

- un second lit presque exclusivement minéral de couleur gris clair et extrêmement compact surmonte la tourbe. Il recouvre le chenal et l'ensemble du banc de convexité. Son épaisseur moyenne est d'environ 1,20 mètre. Néanmoins, la figure 1.7 met en évidence une disymétrie dans le remplissage du bras mort : les sondages les plus éloignés du versant sont beaucoup plus riches en matière organique que les autres, comme le montre la présence d'un second niveau tourbeux intercalé dans les limons argileux ; cette dissymétrie du remplissage atteste l'origine colluviale des apports minéraux ;
- le sommet du remblaiement est composé d'un nouveau lit de tourbe presque pure d'épaisseur moyenne 60 centimètres, sur laquelle est installée une dense phragmitaie. La nappe phréatique est affleurante pendant une grande partie de l'année.

### c) L'image CM des dépôts du méandre du Pont-Neuf et sa signification.

Plus de 60 analyses granulométriques ont été effectuées sur la fraction minérale remplissant le bras mort, aussi bien sur les dépôts fluviatiles que sur les sédiments originaires du versant. On a extrait la médiane M et le percentile le plus grossier C des courbes cumulatives et construit l'image CM des dépôts (Figure 1.8).

Il apparaît que l'image des courants de traction est très partielle : 1) le tronçon RS indicateur d'un transport en suspension uniforme est bien développé. La médiane des dépôts est comprise entre 10 et 70 microns avec une absence d'échantillons dans la classe de taille 20-35 microns, tandis que la valeur maximale du percentile Cu est de 300 microns ; 2) le tronçon QR indicateur d'un transport des sédiments en suspension graduée est incomplet ; seule sa partie basse a pu être représentée ; 3) les dépôts des tronçons OP et PQ indicateurs d'un transport mixte alliant suspension graduée et roulage ne sont pas présents dans le transect étudié.

**De nombreux échantillons sont positionnés sous l'image des courants de traction ;** ils traduisent des conditions de transport et de dépôt qui n'avaient jusqu'alors jamais été mises en évidence aussi complètement et qu'il est nécessaire d'explicitier :

1) une première série de dépôts prolonge vers le bas le tronçon QR de l'image CM. Ces sédiments sont caractérisés par un rapport de proportionnalité liant la médiane et le percentile le plus grossier, comme c'est le cas pour les dépôts issus de suspension graduée. Le classement des sédiments est bon, comme en témoigne la proximité de la droite de tri parfait C=M. On a appelé RR' le prolongement vers le bas du tronçon QR.

Passega n'a jamais mis en évidence un tel prolongement du tronçon QR sur les rivières ; il l'a par contre fréquemment rencontré dans des dépôts prélevés en milieu marin, les sédiments étant transportés par des courants de tubidité (Passega, 1964). Par contre, Williams et Rust (1969) avaient observé un modèle similaire sur la Donjek, ces dépôts de faible épaisseur remblayant les chenaux de tressage abandonnés.

Les processus entraînant le dépôt des sédiments représentés dans le tronçon RR' de l'image CM sont très différents des processus favorisant le dépôt de la suspension graduée ou de la suspension uniforme (tronçons QR et RS) :

- dans le cas du dépôt de la suspension graduée ou de la suspension uniforme, seule une légère décroissance de la turbulence au contact du fond (en arrière d'un obstacle par exemple) provoque la sédimentation, les tranches d'eau supérieures n'étant pas affectées par la diminution de vitesse. Il y a dans ce cas contrôle amont de la sédimentation ;

- les dépôts du tronçon RR' sont probablement la conséquence d'une diminution progressive de la vitesse du courant de traction et par conséquence de la turbulence qui affecte de manière uniforme toute la section d'écoulement et toutes les altitudes de la tranche d'eau. En réponse à cette décroissance générale de la turbulence, les particules de la suspension s'organisent en strates de granulométrie identique, les éléments les plus grossiers étant les plus proches du fond. Avant de se sédimenter, la suspension se rapproche du fond. La densité de la suspension augmente en même temps que la compacité des strates, ce qui accélère la diminution de turbulence et provoque le début
<figure><img src="image_19.png" /><figcaption>Figure 1.8 : Image CM des dépôts remplissant le paléochenal du Pont-Neuf.</figcaption></figure>
de la sédimentation ; celle-ci entraîne une nouvelle augmentation de la compacité des strates composant la suspension, ce qui accélère le dépôt. On se trouve donc en présence d'un processus auto-accéléré qui produit une sédimentation en masse, par strates de granulométrie identique. L'hypothèse d'une sédimentation en masse de particules de dimension similaire, comme cela se produit en milieu marin où circulent des courants de turbidité, est renforcée par l'excellent triage qui caractérise les dépôts du tronçon RR'. Dans ce cas de figure, il y a donc contrôle aval de la sédimentation, provoquée par le ralentissement progressif de la masse d'eau.

Les dépôts du tronçon RR' sont typiques de milieux aquatiques abandonnés par la rivière. Ils sont indicateur d'un type déterminé de dynamique, fréquent dans les anciens chenaux alimentés axialement par les flux de débordement et dans lesquels la sédimentation est provoquée par le ralentissement progressif de la masse d'eau. La position plus ou moins proche des échantillons du diagramme des courants de traction est un bon indicateur de la proximité du chenal principal. Les facteurs susceptibles de provoquer le blocage de l'écoulement sont présentés sur la figure 1.9 :

<figure><img src="image_20.png" /></figure>

**Figure 1.9** : Décroissance de la compétence de l'écoulement dans un ancien chenal : A) par la formation d'un bouchon alluvial à l'extrémité amont d'un chenal de tressage ; B) par une double alimentation hydrique lors des crues, aux extrémités amont et aval d'un chenal de méandrage.

- il peut être la conséquence d'une connection entre les anciens chenaux de tressage ou de méandrage et la rivière uniquement par l'une de leurs extrémités. En général, c'est l'extrémité amont du bras recoupé qui est rapidement isolée du chenal principal, par la formation d'un bouchon alluvial (Figure 1.9 A) ;

- dans le cas d'un méandre, le blocage de l'écoulement est possible même si les deux extrémités du chenal abandonné sont en contact avec la rivière. Il est alors provoqué par l'alimentation simultanée des deux extrémités du bras qui n'est possible que lorsque le chenal est fortement sinueux (Figure 1.9 B) ; il est probable qu'une telle situation ne peut se produire sur un chenal de tressage au tracé beaucoup plus rectiligne.
2) de nombreux échantillons sont positionnés sous le tronçon RS de l'image CM. Il n'y a, semble-t'il, pas de relation entre la médiane et le percentile le plus grossier, les échantillons étant largement dispersés sans modèle apparent. Ils sont caractérisés par un mauvais tri granulométrique comme en témoigne leur éloignement de la droite C=M. On a conservé l'appellation T donnée par Passega à ce type de dépôts. Ce type de sédiments, dont médiane et percentile le plus grossier sont faibles, est caractéristique de deux types d'environnements :

- des **milieux terrestres** de la plaine d'inondation, très éloignés du chenal actif, mais recevant l'inondation lors des crues de la rivière. Les sédiments de débordement sont issus de suspension uniforme, mais l'éloignement de l'axe des flux et le freinage de l'écoulement par la végétation alluviale a provoqué la sédimentation des particules les plus grossières; elle ne sont donc plus présentes dans la suspension qui atteint ces secteurs marginaux et bien entendu absentes des dépôts ;

- des **milieux aquatiques temporaires ou permanents**, sans liaison axiale avec le chenal actif et en général fort éloignés de l'axe des flux principaux : il peut s'agir d'une dépression inondée en crue, d'un marécage ou d'un ancien chenal déconnecté de la rivière. Le mode de transport des sédiments les plus fins peut alors être assimilé à de la suspension pélagique caractérisée par une quasi-absence de turbulence. On peut également les trouver en fines intercalations dans des bras proches de la rivière. Ils témoignent alors de la présence d'une petite dépression temporaire d'eau stagnante isolée lors de la décrue : c'est le cas des échantillons pointés sur l'image CM du méandre du Pont-Neuf qui ont été prélevés à l'extrémité sommitale du remblaiement fluviatile. Les échantillons issus du versant sont les plus fins que l'on ait analysés. Ils ont très probablement été mis en place dans une nappe d'eau immobile peu profonde.

Un dizaine d'échantillons de l'image CM du méandre du Pont-Neuf sont situés au dessus du tronçon RS. Il s'agit d'un mélange de dépôts issus de processus de transports différents, prélevés à proximité de la berge convexe. On recherchera la signification de ce mélange lors de la reconstitution paléogéomorphologique du site.

### d) Essai de reconstitution de la dynamique du méandre du Pont-Neuf.

L'étude conjointe de la coupe du bras mort, des processus de transport et de dépôt des sédiments par le biais de l'image CM et l'analyse géomorphologique du site permettent de proposer une reconstitution chronologique de l'évolution du bras mort.

La figure 1.10 présente les résultats des analyses granulométriques effectuées sur deux sondages types, l'un positionné au droit de la mouille dans la concavité, le second sur le banc de convexité inférieur (voir la figure 1.7 pour la localisation des sondages). L'interprétation de la dynamique du remblaiement résulte de l'analyse conjointe de ces deux sondages et de la reconnaissance de processus de dépôt identiques, traduisant une même étape de la dynamique de colmatage. Chaque échantillon est caractérisé par sa proportion de matériaux contenus dans des classes de taille données ; l'image CM détermine la nature des processus de dépôt. L'étude de bas en haut de la colonne de sédiment permet la reconstitution des dynamiques qui se sont succédées et ont conduit au remblaiement du bras mort. Les numéros des paragraphes qui vont suivre se réfèrent à ceux de la figure 1.10.

1) Les trente premiers centimètres de matériaux sont constitués de sable limoneux bien classé, positionné dans la partie supérieure du tronçon RR' de l'image CM. Ils sont probablement les témoins de la phase de recoupement du méandre et indiquent un processus de brusque ralentissement de la masse d'eau chargée de sédiments en suspension. Néanmoins, lors des crues, on ne peut exclure la possibilité d'une remise en activité énergique du chenal abandonné, favorisant
<figure><img src="image_21.png" /></figure>

Classification de l'Association Internationale
des Sciences du Sol

<figure><img src="image_22.png" /></figure>

**Figure 1.10** : Paléoméandre du Pont-Neuf : analyses granulométriques de deux sondages caractéristiques et interprétation des processus de transport et de dépôt sur l'image CM.
l'érosion au moins partielle des sédiments précédemment déposés ; il se peut dans ce cas que les dépôts soient postérieurs au recoupement, les sédiments originels ayant été érodés.

2) Quatre-vingt centimètres de sable fin à moyen constituent l'étape suivante du remblalement fluviatile. Ce sont des dépôts de traction issus de suspension graduée qui témoignent d'une remise en eau lors de crues et d'un écoulement relativement énergique. La circulation de l'eau et de la charge en suspension s'effectuait probablement librement sans blocage aval de l'écoulement.

3) L'analyse granulométrique des sédiments du niveau supérieur est indicatrice d'un processus de dépôt identique sur les deux sondages présentés, mais à des altitudes différentes, dépendant de la géomorphologie de la section d'écoulement. Leur épaisseur, sensiblement la même sur les deux colonnes, est de 30 centimètres. Dans la mouille (sondage 1), les dépôts sont des sables très fins, positionnés au niveau du coude R de l'image CM ; ils sont en limite de deux modes de transport, les suspensions uniforme et graduée. Sur le banc de convexité inférieur (sondage 2), les dépôts sont des limons sableux bien classés ; il appartiennent au tronçon RR' de l'image CM.

Ces dépôts mettent en évidence une ou plusieurs phases de mise en eau du chenal abandonné avec circulation lente dans la concavité d'un écoulement chargé de suspension uniforme. Dans la partie la plus profonde du chenal (sondage 1), la turbulence encore relativement forte près du fond ne permet le dépôt que des particules les plus grossières de la suspension, d'où leur position au point R de l'image CM. Sur le banc de convexité inférieur (sondage 2), les dépôts mettent en évidence **un effet d'eau calme**, classique dans les convexités de méandre : les sédiments de suspension uniforme, progressivement ralentis lorsque l'on s'éloigne de la berge concave, se stratifient par classes de taille ; les plus grossiers se déposent à proximité de la mouille, les plus fins près de la rive droite, d'où le gradient RR' mis en évidence sur l'image CM.

4) Le niveau suivant constitue une phase transitoire entre une évolution allogène du bras mort, sous l'influence des apports de l'Arve et une phase indépendante des processus fluviatiles, mais que l'on ne qualifiera pas d'autogène, étant donnée la forte influence des versants. Il est difficile à interpréter dans la mesure où les sédiments sont un mélange de matériaux fluviatiles et d'apports locaux mis en suspension dans l'ancien méandre en eau et que le mode de prélèvement à la tarière n'a pas permis de distinguer. Le niveau de la nappe phréatique était contrôlé par l'exhaussement progressif d'un petit cône de déjection alimentant également le méandre en matière minérale (voir Figure 1.6).

Les analyses granulométriques effectuées sur ce niveau sont positionnées pour certaines à proximité du point S de l'image CM, indiquant une circulation de suspension uniforme. La médiane extrêmement faible des dépôts indique que lorsque la sédimentation s'est produite, la turbulence de l'écoulement à proximité du fond était très faible ; c'est le signe d'une alimentation de moins en moins active lors des crues et probablement de moins en moins fréquente, ce qui traduit le vieillissement de la paléoforme fluviale. Il est possible que la médiane des dépôts issus de suspension uniforme ait été légèrement affaiblie par leur mélange avec des sédiments locaux, déposés dans l'eau stagnante du méandre. Ceux-ci différent des apports issus de suspension uniforme par leur percentile beaucoup plus faible, la médiane étant identique ; ils sont positionnés dans la partie supérieure de la zone T de l'image CM.

A proximité de la berge de rive droite, les analyses granulométriques ont été faussées par la présence de sables grossiers et de petits graviers (voir Figure 1.7). Ils proviennent probablement de la berge graveleuse. Les processus susceptibles de justifier leur présence sont nombreux : l'explication la plus plausible est qu'il s'agit de simples éboulements de la berge, éventuellement favorisés par des bioturbations ; on ne peut non plus exclure une alimentation latérale du bras mort par les eaux de débordement de l'Arve qui aurait favorisé le ravinement de la berge.
5) Une épaisse couche de 80 centimètres de tourbe recouvre la formation minérale précédente. Sa présence témoigne de l'existence d'un contrôle aval du niveau phréatique par le petit cône de déjection, la nappe étant la plupart du temps affleurante. La faible teneur globale en matière minérale indique de faibles apports en provenance du versant en pente raide qui domine le méandre ; cette période de stabilité morphodynamique traduit peut-être sa bonne végétalisation. Il est probable qu'une étude détaillée des taux de matière organique dans les colonnes de tourbe accompagnée de datations procurerait d'intéressants compléments d'information sur les phases de plus ou moins bonne stabilité du versant.

6) Une phase de forts apports du versant est mise en évidence par la présence de sédiments exclusivement minéraux sur 90 centimètres d'épaisseur et qui recouvrent la tourbe. On peut émettre l'hypothèse d'un défrichement des pentes dominant le méandre pour expliquer la brutale rupture morphodynamique, dont ils sont l'indicateur. Il aurait provoqué une recrudescence des processus érosifs sur le versant et une augmentation de la fourniture minérale remblayant le bras mort. L'époque de la rupture de dynamique n'est pour l'instant pas connue, aucune datation des lits de tourbe n'ayant été effectuée.

Le modèle CM indique que les dépôts extrêmement fins se sont mis en place dans un milieu aquatique dépourvu de courant. Il est probable que malgré le stade d'évolution avancé du colmatage, malgré l'incision de l'Arve qui a réduit la fréquence d'inondation de la terrasse du Pont-Neuf, les débordements lors des plus fortes crues ont contribué à alimenter de manière épisodique le paléoméandre ; aujourd'hui encore, il semble que la crue cinquantennale inonde le marécage par le biais des canaux de drainage, comme nous l'ont certifié les riverains. Il est évident qu'une telle inondation ne fournit que peu de sédiments au méandre et de granulométrie extrêmement fine. Les apports fluviatiles constituent donc un processus marginal et peu actif n'ayant qu'un rôle limité dans le remblaiement du bras mort.

7) La dernière phase de remplissage met en évidence un nouveau lit de tourbe, indicateur de la bonne stabilité du versant. Les pentes dominant le bras mort sont actuellement recouvertes d'une prairie qui offre une bonne protection contre l'érosion pluviale.

* * *

En définitive, l'analyse des sédiments de remplissage prélevés sur un transect du méandre du Pont-Neuf a permis de proposer une reconstitution paléomorphologique des principales phases de son évolution. Elle a également mis en évidence, pour une même étape du comatage, la forte variabilité latérale de la granulométrie des dépôts d'un transect, en relation avec l'effet d'eau calme dans la convexité de l'ancien méandre.

### 3.3.3 : Les paléoméandres de Nant.

#### a) Détermination des sections d'écoulement.

Les investigations ont porté sur trois transects, dont deux sont établis sur le méandre de Nant-Bas et le dernier sur celui de Nant-Haut (voir Figure 1.6). La problématique des études entreprises sur le bras mort inférieur est un peu différente de celle du paléoméandre du Pont-Neuf : il ne s'agissait plus seulement de tester la variabilité latérale de la dynamique des dépôts le long d'un transect unique, mais également de mettre en évidence la variation longitudinale de la sédimentation, en relation avec la plus ou moins grande proximité du chenal de recoupement. On aurait souhaité étudier un troisième transect localisé à l'aval des précédents. Mais un petit
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Figure 1.11 : Géométrie du chenal et remplissage alluvial du paléoméandre de Nant-Bas : A) transect amont ; B) transect aval.
cours d'eau local, établi sur la partie distale du méandre a déposé une abondante charge grossière et masqué les dépôts holocènes ; il n'a pas été possible de percer cette carapace avec les moyens de forage dont l'on disposait. On s'est heurté à un problème similaire sur le méandre supérieur, où des colluvions hétérométriques transportés par des mouvements de terrain ont progressivement fossilisés la berge concave de l'ancien chenal. Ceux-ci se sont avérés extrêmement difficile à perforer et l'opération n'a pu être répétée qu'un nombre limité de fois.

1) Les sections étudiées sur le méandre de Nant-Bas sont distantes de 650 mètres. Leur géométrie a été déterminée par la même méthode que sur le bras mort du Pont-Neuf (Figure 1.11):

- la coupe amont met en évidence un lit étroit, d'une trentaine de mètres de largeur. La section est asymétrique, la rive gauche constituant la berge concave du méandre contre laquelle étaient dirigés les courants principaux. Ce profil est indicateur de la proximité amont du point de convexité maximum du méandre. Il permet de reconstituer l'ancien cours de l'Arve à l'époque de l'activité du méandre : en amont de Nant, le chenal de l'Arve occupait probablement une position voisine de celle de la rivière actuelle ; elle décrivait ensuite une sinuosité prononcée vers le Nord et s'engageait dans le méandre de Nant-Bas (voir Figure 1.6);

- la coupe aval n'est malheureusement que partielle, la position de la rive droite n'ayant pu être déterminée. Elle montre un lit relativement plat avec, semble-t'il, la présence d'un banc de galet central. Le transect étant proche du point de convexité maximum du méandre, il est surprenant que la section d'écoulement soit aussi symétrique. Cela tient probablement au fait que la géométrie du chenal, qui dépend des courants de circulation secondaires, est contrôlée par la proximité d'un seuil : en effet, les méandres très développés ont la particularité d'inclure plusieurs successions seuil-mouille dans une même convexité (Thompson 1986), la distance entre deux seuils étant généralement voisine de 5 à 7 fois la largeur de la rivière (Leopold *et al.*, 1964).

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**Figure 1.12** : Géométrie probable du chenal et remplissage alluvial du paléoméandre de Nant-Haut.
2) La présence de la couverture de colluvions hétérométriques fossilisant une partie du **paléoméandre de Nant-Haut** n'a pas permis de reconnaître la géométrie exacte du chenal. Néanmoins, l'interprétation des sondages réalisés sur ce site permet la proposition de la topographie probable de la section d'écoulement (Figure 1.12) : comme sur le méandre du Pont-Neuf, le banc de convexité serait composé de deux unités, un banc supérieur et un banc inférieur reliés par un talus en pente raide ; il se prolonge par une mouille, dont la profondeur est probablement maximum près de la rive concave.

b) Etude du remplissage sédimentaire des bras morts de Nant.

Comme sur le méandre du Pont-Neuf, la dynamique des paléoméandres de Nant est marquée par une première phase de remblaiement engendrée par des processus fluviatiles, à laquelle succède un seconde phase où l'évolution est caractérisée par une forte autogénie, parfois interrompue par l'arrivée massive de colluvions.

1) Trois types de dépôts remblaient le méandre de Nant-Bas :

- à la base du chenal, les sédiments sont de texture grossière. Ce sont des sables grossiers et granules qui traduisent un écoulement fortement énergique. Une différence importante marque les sections d'étude amont et aval : les granules et surtout les sables sont présents sur une forte épaisseur dans la section amont, alors que celle-ci est inférieure à 50 centimètres sur le profil aval ;

- le remplissage de matériaux grossiers est enfoui sous une épaisse variable de sable limoneux, maximale au droit du profil aval ; cela traduit des conditions hydrodynamiques beaucoup plus calmes que lors de la sédimentation des matériaux de fond de chenal ;

- une épaisse couche de tourbe termine le remblaiement du chenal. Elle atteste la présence permanente d'un milieu anaérobie dans le bras mort. Ce n'est pas surprenant, puisque de nombreuses sources prennent naissance sur le versant et sont canalisées par les anciens lits de la rivière. Cette tourbe est presque pure au droit du profil amont. Elle est souvent plus riche en éléments minéraux argileux sur le transect aval, où la proximité du versant semble s'être fait sentir plus fortement ; le sondage le plus proche du versant a même rencontré une couche de colluvions hétérométriques épaisse de près de deux mètres.

2) Le méandre de Nant-Haut présente un modèle de remblaiement similaire au méandre de Nant-Bas ; il est caractérisé par un affinement de la granulométrie des sédiments fluviatiles, de la base vers le haut. Ceux-ci sont recouverts d'une épaisse formation organique, tronquée par les apports colluviaux lorsque l'on se rapproche du versant.

c) Les modèles CM des méandres de Nant.

Cinquante analyses granulométriques ont été effectuées sur le méandre de Nant-Bas, un nombre approximativement égal d'échantillons ayant été prélevés sur les deux transects étudiés. Les sédiments ont tous une origine fluviatile et ont été mis en place par les eaux de débordement de l'Arve, après recoupement du méandre. Seulement treize échantillons prélevés dans le bras mort de Nant-Haut ont été analysés, en raison de l'extrême difficulté pour atteindre les sédiments fluviatiles situés sous les dépôts colluviaux. On a extrait la médiane M et le percentile le plus grossier C des courbes cumulatives et construit les images CM des dépôts.
<figure><img src="image_26.png" /><figcaption>**Figure 1.13** : Image CM des dépôts remplissant le paléoméandre de Nant-Bas.</figcaption></figure>
<figure><img src="image_27.png" /><figcaption>Figure 1.14 : Image CM des dépôts remplissant le paléoméandre de Nant-Haut.</figcaption></figure>
1) L'image des courants de traction du méandre de Nant-Bas est très bien développée (Figure 1.13). On reconnaît les tronçons de l'image mettant en évidence différents modes de transport et de dépôt des sédiments : les tronçons OP et PQ indicateurs d'un mélange, dans des proportions variables, de sédiments roulés et transportés en suspension graduée ; le tronçon QR indicateur de dépôts issus de suspension graduée; un court tronçon RS indicateur de sédiments issus de suspension uniforme. Les valeurs limites Cu et Cs qui caractérisent les changements de mode de transport ont pu être déterminées : elles sont respectivement de 250 et 800 microns. Comme sur le méandre du Pont-Neuf, le tronçon RR' qui regroupe des sédiments fins bien triés a été mis en évidence et prolonge le tronçon QR de la suspension graduée. Quelques échantillons ont une texture très fine et un classement médiocre ; leur position suggère la présence d'un tronçon T peu développé.

2) L'image CM du méandre de Nant-Haut est très partielle en raison du nombre réduit d'unités géomorphologiques présentes sur le transect étudié (Figure 1.14). On reconnaît néanmoins les tronçons typiques des courants de traction : le tronçon PQ, mélange de suspension graduée et de quelques grains roulés ; le tronçon RS, dont la limite Cu a pour valeur 240 microns. Les dépôts issus de suspension graduée n'apparaissent pas sur l'image CM, ce qui ne signifie pas forcément qu'ils n'existent pas, mais simplement qu'ils n'étaient pas présents dans le nombre réduit de sondages que l'on a effectué. Plusieurs échantillons, déposés au sommet du remblaiement fluviatile, sont très fins et mal classés ; ils sont positionnés dans le tronçon T de l'image CM.

### d) Essai de reconstitution de la dynamique des méandres de Nant.

La dynamique des méandres de Nant est mémorisée pour une grande part dans les colonnes de sédiments prélevées dans le chenal remblayé. Les résultats des analyses granulométriques de sondages types et l'interprétation des processus de transport et de dépôt pour chaque échantillon ont été synthétisés sur les figures 1.15 et 1.16.

A) La reconstitution de l'évolution du méandre de Nant-Bas est fondée sur l'étude conjointe des deux sites amont et aval. Celle-ci est beaucoup moins complexe que ne l'était celle du paléoméandre du Pont-Neuf ; elle peut être divisée en cinq grandes étapes d'inégale durée :

1) le colmatage de fond de chenal est très grossier, puisqu'une proportion comprise entre 10 et 40 pour-cent du poids total des échantillons dépasse un diamètre de 2000 microns dans le sondage amont. Cette proportion est un peu plus faible dans le second sondage ; elle démontre une diminution amont-aval de la compétence de l'écoulement. Les dépôts sont constitués de matériaux transportés par roulage et en suspension graduée, ce qui indique la circulation d'un flux très rapide. Il est probable qu'ils sont contemporains de la crue ou de la série de crues ayant provoqué le recoupement de la sinuosité ; en effet, les remises en eau ultérieures du méandre ont certainement été moins énergiques, le flux principal s'écoulant préférentiellement dans le chenal de recoupement dont la pente était plus forte ;

2) l'analyse du remplissage supérieur met en évidence une accentuation de la différence entre les sondages amont et aval, en ce qui concerne l'épaisseur des dépôts et leur processus de mise en place : sur la section amont, les sédiments épais de 60 centimètres sont des sables grossiers positionnés sur l'image CM en limite supérieure des dépôts issus de suspension graduée (point Q) et indiquent un courant rapide ; sur la section aval, les dépôts ont une épaisseur maximale de 20 centimètres et sont issus de la fraction la plus fine de la suspension graduée (point R), indicatrice d'un courant nettement plus lent.

Deux facteurs peuvent expliquer de telles différences dans le remplissage du bras mort : 1) la géométrie du chenal qui conditionne une dynamique des écoulements différente d'une section à
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**Figure 1.15** : Paléoméandre de Nant-Bas : analyses granulométriques de deux sondages caractéristiques et interprétation des processus de transport et de dépôt sur l'image CM (voir légende p.44).
l'autre ; 2) la plus ou moins grande proximité du chenal actif, duquel sont issus les sédiments de débordement. Il est probable que c'est ce second facteur qui fut prépondérant lors du remblaiement du méandre de Nant-Bas : en effet, la section amont est proche du chenal de recoupement de la rivière ; elle a donc reçu les eaux de débordement les plus énergiques, transportant les matériaux les plus grossiers. La diminution amont-aval rapide de la vitesse de l'écoulement dans le chenal abandonné n'a pas permis à ces matériaux de gagner la section aval. Les épaisseurs différentes des sédiments issus d'une même phase de remblaiement pourraient être dues à un phénomène de sédimentation différentielle, qui est également fonction de l'éloignement par rapport à l'axe d'écoulement principal. Allen (1965) indique que ce type de remplissage est caractéristique des oxbow-lakes abandonnés par recoupement du cou du méandre, ce mode d'évolution isolant la convexité à une distance importante du nouveau chenal principal. Seules les extrémités amont et aval du chenal recoupé sont remblayées par des sédiments sableux, les dépôts dans la convexité étant de texture limoneuse ;

3) les sédiments de la strate supérieure mettent en évidence une différence de dynamique semblable à la précédente : les dépôts amont, épais de 40 centimètres sont issus de suspension graduée, tandis que la sédimentation au niveau du sondage aval s'est produite dans une nappe d'eau circulant à faible vitesse (tronçon RR' de l'image CM). On notera le gradient granulométrique de la base vers le haut de la stratification que la figure 1.15 met parfaitement en évidence et qui est également visible sur l'image CM ; il indique la modification progressive des conditions hydrodynamiques ;

4) la phase terminale du remblaiement fluviatile est de faible épaisseur sur le site amont. Les dépôts épais de 15 centimètres sont issus de suspension uniforme ; la valeur relativement élevée de la médiane indique que lors de la sédimentation, la turbulence au contact du fond était encore relativement forte. Sur le site aval, il n'a pas été possible de distinguer cette phase de remplissage de la précédente, les processus de dépôt étant identiques : les matériaux très bien triés se sont sédimentés dans une nappe d'eau circulant à très faible vitesse ;

5) le sommet du remblaiement composé de tourbe indique une évolution autogénique du bras mort, probablement en eau de manière permanente. Les processus de remblaiement fluviatile, même s'ils n'ont pas complètement cessé lors de crues exceptionnelles, ne sont plus susceptibles de provoquer l'atterrissement du paléochenal.

B) La reconstitution de la dynamique du méandre de Nant-Haut après son abandon est difficile, les données étant très partielles. Néanmoins, il a quand même été possible de réunir quelques éléments permettant une première interprétation. La figure 1.16 montre que le remplissage du bras mort s'est effectué en quatre étapes : 1) les dépôts de fond de chenal sont constitués de sables grossiers et granules issus d'un mélange de sédiments transportés en suspension graduée et roulés ; 2) la période de comblement grossier a été suivie d'une phase de sédimentation fine d'environ 40 centimètres, les dépôts étant issus de suspension uniforme ; cela signifie que des écoulements lents de débordement continuaient de parcourir le chenal lors des crues de la rivière, après le recoupement de la sinuosité ; 3) la phase terminale de remblaiement fluviatile est constituée de 30 centimètres de sédiments très fins et mal triés, mis en place dans une nappe d'eau stagnante ; il est probable que le chenal actif était très éloigné du bras mort et que seuls les matériaux les plus fins l'atteignaient lors des inondations de la rivière ; 4) les apports fluviatiles ont ensuite cessé, permettant le développement d'une formation tourbeuse dans l'ancien chenal en eau ; au pied du versant, celle-ci a été enfouie sous les apports colluviaux.

On remarquera la quasi-absence de dépôts d'origine fluviatile sur le banc de convexité inférieure et supérieure. Elle est peut avoir une double signification : 1) l'éloignement rapide du chenal de recoupement, à une grande distance du bras mort, ce qui est caractéristique du méandrage ; lors des inondations le paléochenal ne recevait plus que des eaux de débordement peu
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**Figure 1.16** : Paléoméandre de Nant-Haut : analyses granulométriques de deux sondages et interprétation des processus de transport et de dépôt sur l'image CM (voir légende p. 44).
chargées en sédiments, ce qui limitait l'exhaussement de la plaine alluviale; 2) ce pourrait être également l'indice d'une tendance très rapide à l'incision de la rivière, les débordements n'ayant pas été assez fréquents pour permettre la construction de la plaine alluviale.

### 3.3.4 : L'âge des bras morts et l'incision holocène de l'Arve.

La détermination de l'altitude des bras morts et la datation absolue de la matière organique située le plus bas possible dans les chenaux a mis en évidence les étapes de l'enfoncement de la rivière sur le site d'étude. Il s'agit d'une première approche de la dynamique de l'incision holocène de la basse Arve qui sera complétée lors de l'étude d'autres paléochenaux.

La signification des dates obtenues sur les bras morts doit être au préalable clairement énoncée et des précautions doivent être prises quant à leur interprétation : les échantillons ont été prélevés au sommet du remblaiement fluviatile, au milieu de la zone la plus profonde du chenal et sur une épaisseur maximum de 5 centimètres. Il s'agit donc d'un mélange de végétaux d'âges différents et les datations radiocarbone expriment l'âge des débris organiques les plus anciens par défaut. A cette contrainte technique due au mode de prélèvement s'ajoute une seconde source d'imprécision d'origine géomorphologique : les dates n'expriment pas l'âge du recoupement de la sinuosité, mais l'époque à laquelle les flux minéraux d'origine fluviatile ont cessé d'alimenter le bras mort, celui-ci évoluant de manière autogène. D'après Koutaniemi (1987b), le début de la paludification des chenaux serait indicatrice d'une augmentation des débits remettant les chenaux en eau et le signe d'une "balance hydrique positive" ; elle pourrait se produire longtemps après le recoupement des sinuosités et c'est pourquoi l'auteur préconise l'analyse systématique des pollens contenus dans les sédiments, afin de vérifier les dates obtenues par le radiocarbone. Cette conclusion sur l'évolution des débits nous semble à priori hâtive et ne peut être généralisée : sur la basse-Arve, la proximité des versants drainant de nombreuses sources a favorisé un maintien en eau probablement permanent des bras mort, comme le suggère l'abondance des sédiments organiques ; il n'est donc pas nécessaire de se référer à une hypothétique hausse des niveaux de crue pour justifier la paludification des bras morts. Quoi qu'il en soit, les différentes sources d'erreur discutées précédemment montrent que la datation des tourbes fournit, dans la plupart des cas, les dates de recoupement par défaut.

Deux datations ont été effectuées, sur les paléoméandres de Nant-Haut et de Nant-Bas. L'analyse radiocarbone leur donne un âge respectif de 9290 ans ± 160 B. P. (Ly-4164) et 5300 ans ± 120 B. P. (Ly-4163). Sur le méandre de Nant-Bas, la correction dendrochronologique de l'analyse radiocarbone détermine un intervalle de temps en années réelles compris entre -4545 et -3960 avant J.-C. (5910-6495 B. P.). La position des bras morts a été pointée sur la figure 1.17 : elle montre une décroissance progressive de la vitesse de l'incision au cours de l'Holocène. La rivière s'est enfoncée de plus de 10 mètres pendant la première partie de l'Holocène, entre le Préboréal et le milieu de la période Atlantique ; l'incision n'a par contre pas dépassé 4 mètres au cours des 6000 années suivantes. Ces 14 mètres d'incision holocène sont modestes en regard des 60 mètres d'enfoncement depuis la fonte des glaciers würmiens : Armand (1978) a procédé à l'étude des variations du niveau de base des torrents locaux, affluents de l'Arve, qui apparaissent encore actuellement dans leur profil en long. Il a montré qu'il était possible de raccorder certaines parties des profils et les différents niveaux de base matérialisés par les terrasses étagées, mises en place lors des différents stades de retrait glaciaire. Il apparaît donc que la majeure partie de l'incision de la rivière a été acquise au cours de la déglaciation et au Tardiglaciaire, probablement avant 13 000 ans B. P. ; à cette date, toutes les terrasses de retrait glaciaire de la basse vallée de l'Arve étaient édifiées, le front du glacier de l'Arve étant peut-être positionné à Reignier, voire certainement plus en amont (Borel *et al.*, 1984).
<figure><img src="image_32.png" /><figcaption>Figure 1.17 : Modèle de l'incision holocène dans la section étudiée de la basse Arve</figcaption></figure>

L'âge absolu du paléoméandre du Pont-Neuf n'a pas été déterminé. Néanmoins, plusieurs arguments géomorphologiques permettent de supposer qu'il est plus récent que le bras mort de Nant-Bas : 1) les altitudes du sommet du remblaiement fluviatile ont été comparées sur le transect du méandre du Pont-Neuf et les sections amont et aval du méandre de Nant-Bas ; la dénivellation est de 30 centimètres entre les deux profils de Nant-Bas, distants de 650 mètres, ce qui met en évidence une pente d'environ 0,0005. L'altitude du sommet du remblaiement fluviatile est la même sur les coupes des méandres du Pont-Neuf et de Nant-Bas amont, malgré qu'une distance de 1500 mètres les sépare, ce qui indiquerait qu'il ne s'agit pas de la même génération de méandres ; 2) la coupe amont du bras mort de Nant-Bas (Figure 1.11) montre un chenal asymétrique indiquant la proximité amont d'une sinuosité ; une telle géométrie ne serait pas justifiée si les deux méandres étaient contemporains, ce transect étant sensiblement situé au point d'inflexion des deux sinuosités (voir Figure 1.6) ; 3) les images CM des deux méandres sont différentes. Il apparaît en particulier quela valeur limite Cu des dépôts est plus forte sur le méandre du Pont-Neuf (Cu=300 µm) que sur le méandre de Nant-Bas (Cu=250 µm), ce qui pourrait indiquer des conditions d'écoulement différentes sur les deux paléochenaux (conditions hydrodynamiques plus énergiques dans le cas du méandre du Pont-Neuf). Seule une nouvelle datation permettra de lever cette ambiguïté.

Les paléodébits de l'Arve ayant façonné les paléoméandres n'ont pas fait l'objet d'un essai de calcul. En effet, il demeure d'importantes incertitudes quand à la précision de la détermination des sections d'écoulements :

1) le calage des paléoméandres contre les versants n'a pas permis de déterminer la géométrie exacte des chenaux, ceux-ci étant en partie fossilisés par des sédiments hétérométriques issus du versant, d'où l'impossibilité de calculer avec précision les sections d'écoulement ;

2) le calcul des paléodébits nécessite que l'on se réfère à un niveau caractéristique, reproductible dans l'espace et dans le temps ; on considère que les débits "à plein bord" sont les
débits de façonnement du chenal et qu'ils caractérisent la section d'écoulement avant débordement. Différentes techniques sont utilisées pour la détermination des limites du chenal et des niveaux de débordement. Ces techniques sont sur le terrain extrêmement difficiles à mettre en oeuvre, étant donnée la grande variabilité spatiale des sections d'écoulement ; de plus, dans le cas des chenaux de tressage par exemple, il n'existe pas forcément de limite bien nette entre le chenal et la plaine d'inondation. On utilise fréquemment le ratio largeur sur profondeur minimum ; Woodyer (1968) se base sur la limite inférieure de la végétation composée d'espèces pionnières, indicatrices d'une fréquences d'inondation déterminée ; on peut également utiliser les limites mises en évidences par les laisses de crue. La principale difficulté de ce type d'approche est la détermination d'un débit de débordement dans le cas des sections incisées. L'exemple du paléoméandre de Nant-Bas est sur ce point caractéristique : l'une de ses berges est calée contre le versant ; la seconde est surmontée d'une terrasse. Il n'a donc pas été possible de déterminer la section du chenal avant débordement, puisque celui-ci ne se produisait pas. Ces observations montrent le caractère artificiel de la notion de débit de débordement et de section d'écoulement limite avant débordement. Elles ne peuvent être appliquées que pour un chenal en équilibre dynamique et préalablement non incisé.

### 3.4 : Conclusion.

Un synthèse géographique des paléoenvironnements fluviaux holocènes de l'Arve sera ébauchée à la fin de ce chapitre. Ce paragraphe présentera les principaux résultats acquis lors de l'étude des paléoformes fluviales de la basse-Arve.

Trois paléochenaux encaissés dans les terrasses de retrait glaciaire ont été étudiés ; ce sont les paléoméandres du Pont-Neuf, de Nant-Bas et de Nant-Haut, représentant trois anciens niveaux de l'Arve à l'Holocène (Figure 1.18) :

<figure><img src="image_33.png" /></figure>

**Figure 1.18** : Bloc diagramme présentant le site d'étude des paléoméandres de la basse vallée de l'Arve.
1) La dynamique des anciens bras pendant leur phase d'activité a été analysée sur photographie aérienne infra-rouge couleur. La migration latérale des chenaux et les étapes de la construction des bancs de convexité des méandres ont été mises en évidence sur les niveaux inférieurs par la cartographie des rides et dépressions (scroll-bars) affectant la surface du banc de convexité ; elles permettent de déterminer les composantes principales de la migration du chenal. Il s'est avéré que la présence des versants a joué un rôle considérable dans l'évolution des formes fluviales, en contrôlant le taux de migration des chenaux et ralentissant leur évolution : cela a été tout particulièrement vérifié sur le méandre de Nant-Bas, où le très lent déplacement de la sinuosité a été accompagné d'une rapide incision du chenal. Celle-ci a été identifiée par la forte pente du banc de convexité en direction du bras abandonné. Sur le méandre semi-libre du Pont-Neuf, le recoupement de la sinuosité s'est probablement produit par l'établissement d'un chenal de crue en travers du banc convexe ; sur le méandre de vallée de Nant-Bas, le recoupement de la sinuosité s'est produit par rupture du cou du méandre, comme en témoigne la préservation d'une butte de dépôts morainiques dans la convexité. Malheureusement, la faible surface préservée du niveau supérieur (paléoméandre de Nant-Haut) n'a pas permis l'étude de sa dynamique lorsqu'il était actif.

2) De nombreux sondages établis sur quatre transects perpendiculaires aux chenaux ont permis de déterminer la géométrie des sections d'écoulement et d'étudier le remplissage sédimentaire des bras morts. La position des transects a été déterminée en fonction de la problématique suivante : 1) vérifier la variabilité latérale des dépôts sur une coupe du méandre du Pont-Neuf ; 2) vérifier la variation longitudinale des dépôts avec l'éloignement de l'axe fluvial fournissant les flux sur le méandre de Nant-Bas. Sur le méandre de Nant-Haut, les investigations sédimentologiques ont été génées par un épais manteau colluvial masquant une grande partie du chenal ; l'étude est donc demeurée succinte.

L'analyse granulométrique des sédiments clastiques et l'interprétation des processus de transport et de dépôt en vigueur lors de l'atterrissement des paléochenaux ont permis la reconstitution de l'évolution des paléoformes après leur abandon par la rivière :

- sur tous les paléoméandres abandonnés, on a mis en évidence une phase initiale de remplissage fluviatile, lors des débordements de la rivière ; les dépôts fluviatiles s'affinent rapidement de la base vers le sommet des coupes indiquant une diminution de l'hydrodynamisme avec le vieillissement des paléoformes fluviales. Des sédiments non fluviatiles ont enfouis les dépôts allogènes : ces sédiments peuvent être de la matière organique qui s'est accumulée en milieu anaérobie ou de la matière minérale, originaire des versants dominant les bras morts et qui ont été soumis à des processus de colluvionnement ; il est probable que l'alternance de ces deux types de dépôts est un indicateur des périodes de plus ou moins bonne protection des pentes par la couverture végétale ;

- l'étude minutieuse des dépôts fluviatiles a permis de vérifier la variabilité latérale et longitudinale du remplissage minéral : 1) elle confirme l'existence d'un effet d'eau calme à proximité de la berge convexe du bras mort. Les dépôts sont de texture plus fine qu'à proximité de la berge concave ; l'analyse des processus de dépôt indique un ralentissement brutal de la charge en suspension, provoquant la stratification des particules par classes de granulométrie identique et leur sédimentation ; 2) d'amont vers l'aval, la texture des dépôts fluviatiles varie fortement avec l'éloignement de l'axe des flux. Il se forme un bouchon alluvial composé de sédiments grossiers à l'extrémité amont du méandre ; la texture des dépôts est beaucoup plus fine au niveau de l'apex du méandre. Ces observations sont importantes du point de vue méthodologique : la comparaison du remplissage sédimentaire de plusieurs bras morts n'est possible que si l'on se place toujours dans une même section du chenal, afin d'intégrer la variabilité spatiale du remplissage sédimentaire (par exemple à proximité des extrémités amont ou aval, au droit de l'apex du méandre).
3) La datation de la base du remblaiement organique des paléoméandres de Nant-Haut et de Nant-Bas a permis de déterminer le modèle de l'incision holocène de la basse-Arve. Il est apparu que l'incision n'a pas dépassé 14 mètres au cours des 9000 dernières années et a progressivement diminué pendant cette période, alors qu'elle atteindrait 60 mètres depuis la déglaciation : la plus grande partie de l'incision a donc été acquise très tôt, au cours de la déglaciation et au Tardiglaciaire.

# 4) LA ZONE DE SEDIMENTATION FINE DU BASSIN DE CLUSES.

## 4.1 : Problématique et méthodologie.

La dramatique incision contemporaine de l'Arve moyenne dans le bassin de Cluses, qui sera étudiée plus loin en détail, a entaillé la couverture de gravier holocène épaisse d'environ 5 mètres et dégagé une bande linéaire de dépôts fins visibles en bordure de la rivière (Figure 1.19). Leur présence a accéléré la chute de la ligne d'eau de l'Arve et les sédiments fins sont en plusieurs points nettement perchés au dessus de l'Arve. Ces dépôts fins sont les témoins d'une dynamique passée du remplissage du bassin de Cluses. L'objectif de ce travail est de réunir quelques premiers résultats permettant un essai de reconstitution des paléoenvironnements du bassin de Cluses avant la sédimentation massive des graviers holocènes. Il s'agira de déterminer quelle est l'extension et la nature du remblaiement à prédominance fine (lacustre, fluviatile ?), quel est son âge, de rechercher quels sont les types d'environnement de dépôt dont ils sont indicateur, par l'étude des faciès sédimentaires et d'essayer d'établir quels sont les facteurs ayant contrôlé la sédimentation.

Les investigations mises en oeuvre dans le bassin de Cluses ont consisté, dans un premier temps, à réunir un maximum d'informations sur les dépôts quaternaires remplissant la vallée de l'Arve. Si la géologie du quaternaire de la basse vallée de l'Arve est assez bien connue grace aux thèses d'Armand (1978) et de Karnay (1980), il n'en est pas de même sur les moyennes et hautes vallées de l'Arve (bassin de Cluses, bassin de Sallanches), où aucune étude géologique n'a jamais été réalisée par des universitaires. Cependant, il existe plusieurs autres sources documentaires permettant de disposer d'informations partielles :

1) les rares sondages synthétisés au Bureau de Recherches Géologiques et Minières ont été recensés et étudiés ;

2) l'étude des aquifères de la vallée de l'Arve a été progressivement engagée depuis le début de la décennie 1960 par les Services Départementaux et plusieurs études de géophysique électrique ont été réalisées. Elles sont de qualité inégale ; leur interprétation est souvent difficile et doit être menée avec la plus grande prudence, étant donnée la minéralisation variable des eaux des aquifères profonds qui rend bien souvent les interprétations de la géophysique électrique aléatoires. Cependant, elles donnent un premier aperçu du remplissage sédimentaire de la vallée ;

3) les études géotechniques réalisées lors de la construction de l'Autoroute Blanche Genève-Chamonix ont été retrouvées et analysées ;

4) à la suite de l'incision de l'Arve et des graves dégâts aux ouvrages d'art et aux berges qui en ont résulté, la Direction Départementale de l'Equipement a fait procéder dès 1981, en bordure de la rivière, à une série de 11 sondages de reconnaissance, régulièrement répartis entre le pont de la Sardagne et le pont d'Anterne, en amont du confluent du Giffre. Un douzième sondage, réalisé lors de la construction du pont de la Sardagne en 1956, a été également étudié. Ce sont ces sondages qui ont fourni les informations les plus précises sur l'épisode terminal du remplissage sédimentaire fin, objet de cette étude.
<figure><img src="image_34.png" /></figure>

**Figure 1.19** : Les paléenvironnements fluviaux holocènes de l'Arve moyenne :
A) Vue générale sur le bassin de Cluses et la cluse de l'Arve depuis le sommet du Môle (1863 m) ; B) dépôts fins holocènes découverts par l'incision contemporaine de l'Arve (photographies de l'auteur).
Le recensement des données existantes a été couplé avec une série d'investigations sédimentologiques effectuées sur les premiers mètres du remplissage fin. Comme lors de l'étude des paléoméandres de la basse vallée de l'Arve, on a procédé à des sondages à la tarière, afin de reconnaître la nature des dépôts. Cinq sondages ont été réalisés ; ils ont atteint une profondeur variant entre 2,50 et 5,20 mètres : quatre d'entre-eux on été effectués à la tarière manuelle, le dernier, en collaboration avec les archéologues du Centre National de la Recherche Archéologique Subaquatique, à l'aide d'une tarière à moteur et d'un carottier (Université Lyon 2, U.A. 260, C.N.R.S.). Les sédiments des sondages ont été recueillis et stockés pour analyse ultérieure au Laboratoire de Géomorphologie de l'Université Lyon 3. Trois échantillons de matière organique, présente en abondance dans les dépôts fins, ont été soumis au Laboratoire de Radiocarbone de Gif pour datation ; le financement des dates a été assuré par le C.N.R.A.S. Une analyse palynologique a été réalisée par A. et J. Argant sur les sédiments tourbeux de la phase terminale du remblaiement fin.

Dans un premier temps, on synthétisera les données géologiques d'origines diverses recueillies sur le remplissage sédimentaire du bassin de Cluses. On présentera ensuite les résultats des investigations sédimentologiques réalisées sur les dépôts fins, puis proposera un essai de reconstitution du paléoenvironnement.

## 4.2 : Le remplissage sédimentaire de la moyenne vallée de l'Arve.

Diverses études réalisées ces dernières années entre Cluses et Bonneville donnent quelques premiers éléments permettant de caractériser le remplissage sédimentaire quaternaire de cette section de la vallée de l'Arve.

### 4.2.1 Les sondages géophysiques électriques et les prospections géotechniques.

Diverses études de géophysique électrique ont été réalisées dans la moyenne vallée de l'Arve pour le compte de la Direction Départementale de l'Agriculture (Bureau d'Etudes Géologiques et Géophysiques, 1966 ; Compagnie de Prospection Géophysique Française, 1970). Ces études avaient pour but de mettre en évidence l'épaisseur et la nature du remplissage quaternaire par une succession de transects perpendiculaires au cours actuel de l'Arve, afin de rechercher les formations graveleuses profondes susceptibles d'être aquifères. La première de ces études a été réalisée dans la section amont de Bonneville jusqu'au confluent du Giffre et en aval de Bonneville jusque dans la basse vallée de l'Arve ; la seconde a été localisée perpendiculairement au cône de déjection du Giffre et a été prolongée vers l'amont, parallèlement à l'Arve, jusqu'au village de Thyez (voir Figure 1.21).

Les résultats des sondages électriques ont été interprétés par les géologues ; ils ont dressé une série de coupes interprétatives du remplissage sédimentaire quaternaire. Les premiers résultats fondamentaux de ces études sont la présence à faible profondeur du substratum constituant un seuil en aval du confluent du Giffre et qui contraste avec un important surcreusement dans le bassin de Cluses :

1) plusieurs sondages mécaniques effectués dans le couloir de Bonneville de part et d'autre du lit de l'Arve confirment l'interprétation des sondages électriques (Figure 1.20). Ils ont tous touché le substratum situé à faible profondeur, composé de marnes bleues oligocènes. Un affleurement de ces marnes bleues est d'ailleurs porté sur la carte géologique du secteur (Annecy-Bonneville, 1/80 000), à proximité du village de Vougy. Les différents sondages ont été synthétisés sur la figure 1.20 ; ils montrent une pente amont-aval du substratum indiquant peut-être des processus
de ravinement. Sa cote maximale à l'extrémité amont est de 449,10 mètres N.G.F, soit 7 à 8 mètres sous le niveau de la plaine alluviale. Les sondages électriques établis perpendiculairement au cône du Giffre ont également mis en évidence le fort relèvement du substratum à l'entrée du couloir de Bonneville (Figure 1.21). Un sondage de 79,10 mètres de profondeur, établi sur le cône du Giffre a 400 mètres au SE de la gare de Marignier, n'a pas atteint le substratum et confirme l'ampleur du surcreusement. A Bonneville, le sommet du substratum semble s'abaisser brusquement au niveau du cône du Borne : en rive droite du Borne, un sondage de 18 mètres de profondeur ne l'a pas atteint ; les sondages électriques mettent en évidence sa topographie irrégulière et en particulier son net surcreusement (alt. inférieure à 425m N.G.F. ?) parallèlement au tracé du Borne. Ce sillon se prolonge en direction de la basse vallée de l'Arve : son remplissage graveleux en fait un aquifère profond d'excellente qualité ;

<figure><img src="image_35.png" /><figcaption>Figure 1.20 : Remplissage quaternaire de la vallée de l'Arve entre le confluent Giffre-Arve et Bonneville : noter la faible épaisseur des dépôts qui ont recouvert le substratum (d'après les sondages du B.R.G.M).</figcaption></figure>

2) le remplissage sédimentaire du couloir de Bonneville est caractérisé par un remblaiement de très faible épaisseur, ne dépassant que rarement 10 mètres. Les formations semblent à prédominance sablo-graveleuse et ont été mises en place par l'Arve ; cela n'exclut pas des horizons limono-sableux d'extension réduite, résultant de colmatages d'anciens chenaux ou de débordement de crue. Dans le bassin de Cluses, le remplissage quaternaire est particulièrement épais et dépasse en certains points 80 mètres. De haut en bas, les sondages électriques mettent en évidence 6 classes de résistivité : 1) les résistivités de 70 à 120 Ωm correspondent à des limons superficiels (0-1 m) de plaine d'inondation, mis en place par les débordements de l'Arve ; 2) des résistivités de 1500 à 4000 Ωm correspondent à des alluvions sablo-graveleuses dénoyées ; 3) ces mêmes alluvions sous nappe ont des résistivités variant entre 400 et 800 Ωm ; 4) des résistivités de 40 à 100 Ωm peuvent être attribuées à des formations argilo-sableuses imperméables ; 5) des alluvions qualifiées de "sablo-graveleuses profondes" par les géologues, susceptibles d'être aquifères ont été repérées avec des résistivités variant de 100 à 500 Ωm ; 6) le niveau supposé être le substratum imperméable a des résistivités variant de 50 et 80 Ωm. La figure 1.21 présente les coupes interprétant la géophysique électrique effectuée en travers du cône alluvial du Giffre :
<figure><img src="image_36.png" /></figure>

**Figure 1.21** : Coupes interprétant les sondages géophysiques effectués en travers du cône alluvial du Giffre (Source : Compagnie de Prospection Géophysique Française, 1970).
- les alluvions sablo-graveleuses holocènes sont rarement d'une épaisseur supérieure à 10 mètres. Elles masquent les dépôts fins, objet de cette étude. Il semble que le cône alluvial graveleux du Giffre ait été édifié à partir d'un niveau incisé dans les sédiments fins sous-jacents, comme en témoignerait la présence sub-affleurante de ces matériaux, de part et d'autre du cône du Giffre. Cette observation est à rapprocher de la remarque de Petts qui trouvait qu'en raison de sa très faible pente, le cône du Giffre ressemblait davantage à une ancienne plaine d'inondation de l'Arve qu'à un véritable cône alluvial (G.E. Petts, communication personnelle). Cependant, la présence apparemment toute proche de la surface des sédiments fins n'a pu être vérifiée *in situ*; la validité de l'interprétation de la géophysique électrique pourra donc être remise en question au vu de nouvelles informations ;

- les formations fines conductrices situées sous les graviers holocènes sont des dépôts extensifs qui occupent une grande partie du bassin de Cluses. Leur épaisseur varierait fortement dans l'espace, de quelques mètres à 25, voire même 30 mètres en certains points. Cependant, en raison des faibles différences de résistivité entre des matériaux de nature différente (formations fines glacio-lacustres, argile glaciaires...), comme l'a mis en évidence Armand (1978) et de la très grande complexité de la structure des dépôts, il est peu probable que ces dépôts conducteurs constituent une unité de sédimentation unique, ainsi que le suggère la figure 1.21. Actuellement, aucun sondage mécanique ne permet d'affirmer que les formations fines imperméables dépassent 13 mètres d'épaisseur ;

- la gamme étendue des résistivités des formations profondes (50 à 500 Ωm) traduit la grande hétérogénéité des matériaux qui la composent et leur forte variabilité spatiale. Elles ont été interprétées, de manière probablement simpliste, comme étant des alluvions sablo-graveleuses susceptibles d'être aquifères. Les épaisseurs de la formation perméable profonde sont très variables ; elles sont souvent inférieures à 15 mètres, mais peuvent atteindre des puissances importantes, 40 et même 50 mètres à l'est du Giffre actuel. Un forage a été réalisé en 1972, à la suite de la campagne de prospection géophysique de 1970 ; il a été positionné à un emplacement reconnu comme étant l'un des plus favorables pour l'exploitation de la nappe profonde (résistivité de 500 Ωm) et a confirmé les résultats de l'étude géophysique électrique. Il a rencontré :

- de 0 à -0,6m : Terre végétale;

- de -0,6m à 9,6m : Sables, graviers, galets avec nappe superficielle;

- de -9,6m à -13m : Argile grise tourbeuse;

- de -13m à -79,1m : Sable, gravier, galets, blocs, localement consolidés en poudingues ; très peu d'argile;

Des zones où les résistivités sont nettement plus faibles (50 à 250 Ωm) ont été observées ; elles correspondent probablement à des formations beaucoup plus riches en argile.

D'après les informations dont l'on dispose, il semble raisonnable de supposer que ces formations hétérométriques surmontant le substratum correspondent au remplissage extrêmement complexe d'une topographie de retrait glaciaire. La présence de blocs dans les dépôts, la large gamme des résistivités laissent supposer qu'il pourrait s'agir de formations morainiques plus ou moins bien lavées, interstratifiées avec des dépôts fluvioglaciaires mis en place lors du retrait des glaces. Le caractère extrêmement complexe des processus de remblaiement de retrait glaciaire, lié en particulier à la fonte très lente de culots de glace morte, impliquant des phases de comblement différentiel, explique l'hétérogénéité évidente des dépôts. Ces formations auraient en partie masqué le seuil marneux situé en tête du couloir de Bonneville. Les dépôts fins imperméables les plus profonds pourraient être de nature glacio-lacustre. Ajoutons cependant qu'ils semblent s'étendre à une altitude très supérieure (460m et plus) à celle du seuil sur lequel viennent s'appuyer les supposées formations morainiques fermant le bassin de Cluses ; lors de la construction de l'usine hydroélectrique de Pressy en 1956, en aval de Cluses, ces dépôts fins ont été rencontrés à une très