- les varves sont des lamines disposées par paires reflétant la dynamique saisonnière de la sédimentation ; elles sont liées au phénomène d'inversion de la stratification thermique dans la lacs monomictiques : la lamine inférieure d'été, silteuse ou sableuse, généralement claire est produite par les apports issus de la fonte des neiges et est déposée par des courants d'inféroflux ; les particules argileuses et la matière organique demeurent en suspension, piégée au niveau du thermocline et ne se déposent en une lamine sombre qu'au moment du brassage saisonnier des eaux (Sikirdji, 1982, p. 39). Le thermocline est la zone de rapide diminution de la température provoquant une augmentation de la densité de l'eau ; elle sépare la strate liquide inférieure (Hypolimnion) à 4 °C de la strate supérieure (Epilimnion), influencée par la température atmosphérique ;

- dans le cas de Verbois, la sédimentation en lamines et leur nombre annuel ne dépend pas d'un phénomène d'inversion de la stratification thermique des eaux du réservoir, mais de l'occurence des crues. Les épisodes hydrologiques extrêmes fortement chargés engendrent de multiples phases de sédimentation ; chacune d'entre-elles donne naissance à une lamine d'épaisseur variable, probablement fonction du volume des matériaux entrant dans le réservoir. Celle-ci varie également avec la localisation du point où la sédimentation se produit. En une année, il se dépose donc plusieurs lamines, leur nombre étant fonction de l'activité hydrologique de la période considérée. Aucune généralisation ne peut être faite quant à leur épaisseur maximum ; les lamines les plus fines que l'on ait pu individualiser ne dépassaient pas 1 millimètre. Cependant, la figure 7.18, photographie d'une coupe superficielle située à proximité du transect n° 10 montre l'existence de macro-strates nettement individualisées d'épaisseur variant de 3 à 7 centimètres et regroupant plusieurs lamines ; elles sont séparées par des niveaux d'épaisseur inférieure à 1 centimètre. L'examen des zones de contact entre les strates a permis d'observer de nombreux débris végétaux. La sédimentologie n'a pas permis de clairement différencier leur texture de celle des macro-strates. Il semble raisonnable d'attribuer la strate séparant les dépôts argileux à l'automne, période de fort apport organique, lors de la chute des feuilles. Il est probable que les marnages, à laquelle la retenue est soumise lors des turbinages, ont favorisé la disparition de la matière organique au niveau de la coupe, mettant en relief les macro-strates essentiellement minérales. En définitive, il semble que ce type de stratification permette de déterminer le taux annuel de sédimentation au droit de la coupe étudiée qui varierait de 3 à 7 cm par an.

3) La figure 7.19 montre une figure sédimentaire type, rencontrée au droit de la confluence des principaux tributaires locaux. Leur caractère très torrentiel apparaît dans les dépôts : des blocs dépassant 20 centimètres de diamètre sont charriés lors des crues ; ils proviennent d'une reprise en charge des matériaux fluvio-glaciaires mis en place lors du retrait würmien. Ces matériaux se déposent dans la retenue sous la forme de petits cônes de déjection, en partie démantelés lors des vidanges triennales. Lors de la décru, il est fréquent que l'on rencontre des dépôts frontaux ("frontset"), inclinés d'un angle d'environ 30° qui sont typiques des deltas sous-lacustres : ce type de structure apparaît dans les dépôts sableux surmontant le niveau graveleux mis en place au droit du point d'échantillonnage n° 11 ; on les trouve également au confluent du Nant d'Avril, quelques centaines de mètres en amont du barrage de Verbois. Il est fréquent que l'on observe la superposition de plusieurs séquences d'affinement vers le haut, chacune d'entre-elles représentant une phase de crue de l'affluent. Comme on l'a observé en juin 1987, les crues sont caractérisées par leur développement extrêmement rapide et leur brièveté ; elles se produisent le plus souvent à la suite d'un violent orage accompagné de précipitations intenses. On rencontre fréquemment des dépôts gras à lamines, interstratifiés au sein des dépôts plus grossiers de l'affluent, lorsqu'il n'ont pas été complètement érodés par une crue ultérieure. Ils témoignent de l'activité intermittente de l'affluent.
<figure><img src="image_187.png" /></figure>

**Figure 7.18:** Structure sédimentaire mettant en évidence des macro-strates qui témoignent de la dynamique saisonnière de la sédimentation (photographie de l'auteur).
<figure><img src="image_188.png" /></figure>

**Figure 7.19** : Dépôts grossiers deltaïques, construits par les affluents locaux lorsqu'ils pénètrent dans la retenue (photographie de l'auteur).
### 3.3.2 : Evolution amont-aval de la granulométrie des dépôts.

On a testé l'évolution amont-aval de la granulométrie de plusieurs paramètres de texture : le percentile le plus grossier, le D95, la médiane et le degré de triage des dépôts SD. Toutes les analyses effectuées sur l'unité géomorphologique "levée de berge" des 24 stations étudiées ont été représentées. Les valeurs supérieures, considérées comme étant indicatrices des conditions hydrodynamiques les plus turbulentes en crue ont été raccordées entre elles (Figure 7.20).

Les croquis de la figure 7.20 mettent tous en évidence une tendance générale à la diminution du diamètre des grains et du degré de triage des dépôts de l'amont vers l'aval de la retenue. Le modèle de la décroissance granulométrique est plus ou moins bien exprimé en fonction du paramètre de texture utilisé : il apparaît que la dispersion des points est plus grande pour la médiane et le D95 que pour le percentile le plus grossier (Tableau 7.2). Cette constatation démontre la nécessité d'utiliser le percentile le plus grossier pour caractériser avec une meilleure précision les dépôts fluviatiles fins, comme le signalait déjà Passega (1957). L'utilisation d'un fractile élevé (D99 ? ; D95) semble également nécessaire lors d'étude de la fraction grossière de la charge des cours d'eau graveleux : dans une étude récente analysant l'évolution amont-aval de la granulométrie des bancs de différents cours d'eau graveleux canadiens, Brierley et Hickin (1985) mettent en évidence une concentration des mesures d'autant plus forte que la valeur du fractile utilisé est élevée. Cependant, dans certains cas particuliers, il apparaît que c'est la médiane qui est le meilleur indicateur de l'évolution amont-aval de la granulométrie grossière : sur le canal de Miribel en amont de Lyon, Caclin et Poinsart (1987) démontrent que l'incision consécutive au basculement du profil en long a fortement affecté le modèle amont-aval du D99 et du D95, en dégageant des blocs fluvioglaciaires de forte taille. Le degré de triage de Zwolinski est également un paramètre de différenciation amont-aval très sélectif ; la dispersion des points est identique à celle du D95 et bien meilleure que celle de la médiane. Après avoir testé plusieurs paramètres de texture, il apparaît donc que le percentile le plus grossier, indice de la compétence maximale des flux de débordement fin, est le meilleur indicateur de la modification amont-aval de la dynamique de l'écoulement.

<table><caption>Tableau 7.2 : Modèles généraux de la décroissance granulométrique amont-aval des dépôts dans la retenue de verbois.</caption><thead><tr><th>Série</th><th>Equation de la régression</th><th>Coefficient de corrélation</th><th>Nombre de mesures</th></tr></thead><tbody><tr><td>C / Distance</td><td>C = -0,0192 D + 334,33</td><td>-0,87</td><td>23</td></tr><tr><td>D95 / Distance</td><td>D95 = -0,0127 D + 225,90</td><td>-0,77</td><td>-</td></tr><tr><td>M / Distance</td><td>M = -0,0082 M + 122,37</td><td>-0,67</td><td>-</td></tr><tr><td>SD / Distance</td><td>SD = -0,0516 D + 113,47</td><td>-0,78</td><td>-</td></tr></tbody></table>

Note : Seules les valeurs extrêmes de chaque station ont été prises en compte dans les calculs.

Un examen détaillé du graphique présentant le percentile le plus grossier montre un modèle d'évolution amont-aval beaucoup plus complexe qu'une simple diminution granulométrique linéaire. Quatre sections bien individualisées peuvent être reconnues :
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**Figure 7.20** : Evolution amont-aval de la granulométrie des dépôts de crue, mise en évidence pour différents paramètres sédimentologiques.
- à l'amont, jusqu'au profil 4, les mesures extrêmes sont toutes supérieures à 350 microns, excepté l'une d'entre-elles. Le modèle montre que le percentile est indépendant de la distance, ce qui indique que la rivière en crue est suffisamment turbulente pour faire monter du sable moyen dans la tranche d'eau supérieure de l'écoulement et qu'elle n'est pas encore perturbée par son arrivée dans le réservoir. L'échantillon du transect 4 représente la position aval limite à partir de laquelle la rivière en crue perd ses caractéristiques propres et subit l'influence du réservoir.

L'un des points, avec un percentile de 90 microns, s'écarte considérablement du modèle ; il démontre l'effet de confluence entre l'Arve et le Rhône. Les échantillons ont été prélevés au confluent, en rive gauche de l'Arve. Ils indiquent un effet d'eau calme engendré par la jonction entre les deux cours d'eau et qui provoque un phénomène de sédimentation forcée identique à ce qui a pu être observé sur les levées de berges du confluent de l'Ain (Bravard, 1986). La forte baisse du degré de triage traduit aussi remarquablement bien l'effet de confluence et indique un processus de sédimentation en masse des particules composant la suspension.

L'effet de confluence est également mis en évidence par la comparaison des dépôts prélevés de part et d'autre du lit du Rhône, en position de levée de berge, immédiatement en aval du confluent (profil 2) (Figure 7.22) : les sédiments de la rive gauche sont des sables moyens ; les dépôts de rive droite, des sables beaucoup plus grossiers, apportés par la crue quinquennale de l'Arve qui s'est produite les 15 et 16 juin (voir Figure 7.15). On a eu la surprise de constater que ces derniers provenaient du lit du Rhône en amont de la Jonction, comme en témoignaient les nombreux débris de coquilles lacustres qu'ils contenaient. La présence de ces sables contredisait l'hypothèse d'une stabilité du lit du Rhône en aval du Léman, par protection du fond par un pavage hydraulique. En fait, des travaux de dragage ont été entrepris pendant l'hiver et le printemps 1987 (M. Cohen, communication personnelle) ; ils ont provoqué une destruction locale du pavage et la libération de la matrice sableuse sous-jacente. Les sables grossiers ont transité probablement par roulage et suspension graduée dans la section de l'émissaire située en amont de la Jonction ; ils n'ont pas été projetés dans les tranches d'eau supérieures par la turbulence de l'écoulement, comme le démontre l'absence de tout dépôt sur les berges. La rencontre du Rhône avec l'Arve en crue et l'augmentation de turbulence qui en est résulté ont provoqué le placage des sables grossiers sur la rive droite et leur ascension à une hauteur inhabituelle pour des sédiments d'une telle granulométrie ;

- entre les profils 4 et 9, le percentile décroit très rapidement, passant de 370 à 200 microns en l'espace de 3 kilomètres. Le fleuve en crue perd donc brutalement ses caractéristiques de cours d'eau : les sédiments les plus grossiers mis en suspension par la turbulence au contact du fond ne sont plus capables d'atteindre la tranche d'eau supérieure, probablement à cause de l'accroissement de la profondeur du réservoir. Le phénomène est certainement renforcé par son tracé en plan : il est possible que les grands méandres de cette section provoquent une diminution de la turbulence des écoulements de crue ;

- entre les profils 9 et 18, la décroissance du percentile est à peine marquée puisqu'il passe de 200 à 190 microns. La turbulence au contact du fond et donc susceptible de projeter des sédiments d'une granulométrie maximum approximativement constante dans les tranches d'eau supérieures de l'ensemble de ce tronçon. Il est probable que le fort encaissement de la retenue et son tracé rectiligne justifient ce modèle ;

- à l'aval du profil 18 et jusqu'au barrage, on observe une nouvelle décroissance rapide du percentile qui passe par un minimum de 90 microns. Il est évident que le brusque élargissement du réservoir en aval du profil 20 est responsable de la chute de compétence du flux en suspension transitant dans la retenue. D'ailleurs, la contraction de l'écoulement dans la dernière sinuosité précédant le barrage provoque un nouvel accroissement du percentile, en favorisant la projection de particules plus grossières, jusque dans les tranches d'eau supérieures de l'écoulement.
<figure><img src="image_193.png" /><figcaption>**Figure 7.21** : Vue du confluent de l'Arve et du Rhône lors de la crue du 16 juin 1987. On observera le contraste entre les eaux très turbides de l'Arve et les eaux claires du Rhône (photographie de l'auteur).</figcaption></figure>

<figure><img src="image_194.png" /><figcaption>**Figure 7.22** : Comparaison des dépôts de crue déposés sur les levées de berge, en rive droite et en rive gauche du Rhône à la station d'échantillonnage n°2.</figcaption></figure>
Comme on l'a montré dans ce paragraphe, la diminution amont-aval de la granulométrie ne suit pas un modèle de décroissance simple. L'effet de confluence à la Jonction, le tracé en plan de la retenue, sinueux à l'amont, puis rectiligne à l'aval, probablement les pentes initiales du Rhône qui sont très mal connues et la géométrie des sections d'écoulement sont autant de facteurs qui conditionnent le modèle amont-aval de la sédimentation. L'analyse de l'image CM va maintenant permettre d'étudier les processus de transport et de dépôt des sédiments sur les levées de berge.

### 3.3.3 : L'image CM des dépôts de la retenue de Verbois.

La figure 7.23 présente l'image CM des dépôts prélevés dans le réservoir. La totalité des échantillons analysés a été représentée. Ils sont répartis en deux groupes : 1) les points figurés en noir ont été prélevés dans l'unité géomorphologique "levée de berge", comme on l'a précédemment exposé ; 2) les autres sédiments ont été échantillonnés en position plus basse dans les coupes (profondeur supérieure à 3 mètres par rapport à la position de la levée), afin de compléter partiellement l'image CM.

Il apparaît immédiatement que le diagramme CM est très partiel par rapport au modèle de référence. Seul un tronçon de l'image, pas tout à fait parallèle à la droite C=M, est représenté :

1) les sédiments prélevés en position basse dans les coupes sont bien entendu les plus grossiers, traduisant l'existence d'un gradient granulométrique de bas en haut des sections d'écoulement. Ils sont transportés en suspension graduée dans la partie profonde du chenal, probablement par des courants de densité (inféroflux) fortement énergiques ;

2) les dépôts issus de suspension uniforme n'ont jamais été trouvés. Le nombre élevé d'analyses effectuées permet de supposer que ce processus de transport n'existe pas dans la retenue. Cela traduit une première différence fondamentale entre un écoulement fluvial traditionnel et un écoulement perturbé par la présence d'une retenue ;

3) les sédiments de crue de l'unité "levée de berge" sont caractérisés par des paramètres de texture variant fortement : la valeur du percentile le plus grossier est comprise entre 90 et 370 microns ; la médiane varie de 14 à 215 microns. La forte variabilité sur l'image CM de la position d'échantillons pris sur une même unité géomorphologique est un phénomène qui n'existe pas sur une section aussi courte d'un cours d'eau ; elle indique le caractère artificiel du dépôt, engendré par l'impact du barrage sur la dynamique des écoulements de crue :

- les sédiments les plus grossiers, prélevés sur les profils amont peu influencés par l'effet de réservoir, sont situés à l'emplacement classique des dépôts de l'unité "levée de berge" sur l'image CM (voir Figure 1.3) : les valeurs du percentile et de la médiane de ces échantillons, similaires à celles des dépôts de levée de berge de l'Arve, permet de positionner le point R du diagramme à leur niveau. Ils sont donc issus d'un transport en limite de la suspension uniforme et de la suspension graduée, ce qui confirme la persistance des caractéristiques fluviatiles des écoulements de crue dans la partie amont du réservoir ;

- la plupart des échantillons prélevés dans la retenue appartiennent au tronçon RR' de l'image CM. Ils indiquent un processus de sédimentation forcée qui traduit la diminution progressive de la vitesse de l'écoulement par contrôle aval du barrage. Les sédiments se stratifient par classes de tailles, même dans les tranches supérieures de l'écoulement, la turbulence au contact du fond n'étant plus suffisante pour maintenir les particules en suspension uniforme au sens strict du terme. La forte densité de la stratification provoque l'auto-accélération de la sédimentation des particules d'une même classe de taille. Il en résulte un dépôt "en masse" que met en évidence la
<figure><img src="image_195.png" /><figcaption>Figure 7.23 : Image CM des dépôts échantillonnés dans la retenue de Verbois.</figcaption></figure>
fréquence d'un bon indice de triage, comme le démontre la proximité de la droite de tri parfait $C=M$;

- certains échantillons très fins sont plus éloignés de la droite $C=M$ ; ils sont en limite du tronçon RR' et du tronçon T de l'image. Ils ont été prélevés dans la partie aval de la retenue qui est également la plus profonde. La diminution du triage avec l'affinement des dépôts peut avoir une double signification : 1) elle peut indiquer que la densité de la stratification est moindre dans les tranches d'eau supérieures que plus en amont et que le processus d'auto-accélération de la sédimentation est ici moins efficace; 2) elle reflète aussi probablement la difficulté d'effectuer des prélèvements sans mélange dans la partie aval de la retenue, les dépôts de crue les plus grossiers se présentant en très fines intercalations, noyées dans une masse de dépôts gras et mal classés ;

4) il est probable qu'il existe dans la retenue des dépôts encore plus fins que ceux figurés sur l'image CM de la retenue de Verbois. Ils n'ont pas été recherchés, n'étant pas l'objet de cette étude. Leur analyse aurait certainement conduit au développement du tronçon T du diagramme.

L'analyse des processus de dépôt par l'image CM a donc permis de confirmer l'influence du barrage sur la dynamique de la sédimentation dans la retenue de Verbois : le diagramme des courants de traction que l'on trouve habituellement sur les cours d'eau est fortement perturbé par le barrage : les sédiments transportés en suspension uniforme son absents des dépôts ; il existe un gradient amont-aval de la sédimentation de crue que met en évidence par le tronçon RR' de l'image CM.

### 3.3.4 : Les relations entre la granulométrie des dépôts de crue et la géométrie de la retenue.

Le suivi des profils d'écoulement par les exploitants a permis une étude de l'évolution amont-aval de la géométrie de la retenue. Deux caractéristiques de la morphologie du chenal dans le réservoir ont été étudiées : 1) les sections d'écoulement après la chasse de juin 1984 ; 2) le ratio largeur entre beines sur profondeur maximum après cette même chasse. Les sections d'écoulement nous ont été fournies par les gestionnaires suisses. Le ratio largeur sur profondeur a été calculé à partir de mesures effectuées sur les graphiques représentant les 33 sections régulièrement suivies. On a corrélaté les paramètres sédimentologiques précédemment étudiés avec la section et le ratio largeur de la retenue sur profondeur moyenne de chacune des stations étudiées. Les résultats de cette analyse sont présentés sur les figures 7.24 et 7.25.

1) la relation entre la section d'écoulement et la sédimentologie est très nette. Les relations avec le percentile le plus grossier C, le D 95, la médiane M et le degré de triage de Zwolinski SD ont été représentées sur des diagrammes log-log et semi-logarithmiques : il apparaît que la fonction qui caractérise le mieux la liaison statistique entre ces deux paramètres est une fonction puissance. De plus, c'est avec le paramètre C que la liaison est la plus forte, comme permettait de le supposer une dispersion des points plus faible que pour le D 95 et la médiane. Seul un point est très nettement à l'extérieur du modèle : il s'agit de l'échantillon prélevé au confluent de l'Arve et du Rhône qui a d'ailleurs été exclu du calcul de corrélation. Sa position indique que ce dépôt est indépendant de la section d'écoulement et qu'il s'est produit sous l'influence prépondérante d'un facteur externe : l'effet d'eau calme créé par la confluence.

2) Le calcul de corrélation entre le ratio largeur sur profondeur et les indices granulométriques montre que c'est une fonction exponentielle qui exprime le mieux la liaison statistique entre les deux paramètres. Comme précédemment, c'est avec le percentile le plus grossier que la relation s'exprime le mieux ; elle est toutefois nettement moins forte que celle mise en évidence entre la granulométrie et la section d'écoulement, comme le laissait prévoir la
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**Figure 7.24** : Corrélation entre la granulométrie des dépôts de crue et la section d'écoulement, mise en évidence pour différents paramètres sédimentologiques.
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**Figure 7.25** : Corrélation entre la granulométrie des dépôts de crue et le ratio largeur/profondeur mise en évidence pour différents paramètres sédimentologiques.
forte dispersion des mesures du ratio largeur sur profondeur.

En définitive, l'analyse des relations liant la granulométrie des dépôts de l'unité "levée de berge" et la géométrie du réservoir montre que la liaison statistique est la plus forte lorsque l'on corrèle le percentile le plus grossier des sédiments fins et les sections d'écoulement de la retenue.

## 4) CONCLUSION.

Ce chapitre a étudié la sédimentation dans la retenue de Verbois. Le réservoir de Verbois d'un volume initial de $15 \cdot 10^6 m^3$ est le premier de la série d'ouvrages construits sur le haut-Rhône en aval de Genève ; il est progressivement remblayé par les sédiments de l'Arve qui conflue avec le fleuve en queue de la retenue.

1) Le suivi du colmatage entre 1944 et 1984 a montré que les apports de l'Arve en 40 ans avaient excédé la capacité de la retenue. Leur comparaison avec le calcul des volumes transportés au début du siècle a montré que les volumes actuels étaient très inférieurs aux estimations effectuées au début du siècle : il est impossible d'en donner l'explication exacte, tant les causes de ces variations sont nombreuses : a) une surévaluation des calculs effectués au début du siècle est possible ; b) une part non déterminée des matériaux transite à l'aval du barrage, lors de son fonctionnement normal, ce qui engendre une sous-estimation des dépôts actuels ; c) les apports sédimentaires ont peut-être diminué depuis le début du siècle, en relation avec une meilleure protection des versants et sous l'influence des récentes modifications anthropiques de la dynamique fluviale.

2) Pour maintenir la capacité hydroélectrique de l'ouvrage et éviter l'inondation des bas-quartiers de Genève lors des crues de l'Arve, les exploitants du barrage de Verbois procèdent à des chasses régulières, afin d'évacuer une partie des sédiments comblant le réservoir. Entre 1944 et 1987, 15 chasses, dont la périodicité est depuis 1969 de 3 ans, ont été réalisées. Comme le montrent les levés bathymétriques régulièrement effectués sur 33 sections par les gestionnaires de l'ouvrage, les chasses ont permis un décolmatage partiel de la retenue : la perte de capacité, qui atteignait un maximum de 30 % du volume total en 1965, n'était plus que d'environ 10 % en 1975. Depuis cette date, les dépôts résiduels après les chasses oscillent autour d'un équilibre estimé à 10 à 15 % de la capacité du réservoir. L'analyse amont-aval du colmatage montre que les dépôts se produisent préférentiellement dans la partie aval de la retenue, où les sections d'écoulement sont les plus fortes ; on a observé une forte corrélation entre la perte de capacité du réservoir pendant la période 1944-1984 et la largeur du plan d'eau. L'analyse des procédures de chasse et de leurs résultats a montré qu'elles étaient responsables d'une forte perturbation du milieu fluvial ; elles remettent en mouvement d'importants volumes de sédiments fins, sous la forme d'écoulements de matière en suspension dépassant largement les concentrations atteintes lors des plus fortes crues.

3) L'analyse des dépôts fins colmatant la retenue de Verbois a été effectuée, profitant de la vidange triennale de juin 1987. Sur une profondeur maximum de 50 centimètres, les dépôts les plus grossiers de l'unité de sédimentation "levée de berge" ont été prélevés pour une analyse de texture, au droit des sections régulièrement suivies par les gestionnaires suisses ; ils correspondent à des dépôts mis en place dans les secteurs les plus exposés au courant, lors des crues transitant dans le réservoir. L'analyse des sédiments a permis la démonstration de la décroissance amont-aval de la granulométrie des matériaux se sédimentant dans le plan d'eau. Plusieurs paramètres de texture ont été utilisés ; le D99 est apparu être le plus pertinent pour la mise en évidence de la décroissance granulométrique, comme l'indique une faible dispersion des points. L'analyse des prélèvements effectués au droit de la confluence entre l'Arve et le Rhône, a
montré qu'ils s'écartaient fortement du modèle général, aussi bien par leur texture beaucoup plus
fine que par leur classement médiocre, ce qui indique un effet d'eau calme. L'étude par l'image CM
des processus de transport et de dépôt a démontré qu'ils différaient fortement des processus
traditionnellement observés sur les cours d'eau : les écoulements de suspension uniforme
sensus-stricto ne se produisent pas, comme l'indique l'absence de dépôts de ce type, probablement
en relation avec l'effet de ralentissement des écoulements de crue pénétrant dans le réservoir. La
corrélation entre les paramètres de texture et les paramètres décrivant la géométrie de la retenue
(sections d'écoulement, ratio largeur/profondeur) a été effectuée : une forte liaison statistique lie
le D99 et la section d'écoulement démontrant l'impact considérable de la géométrie du reservoir
sur le modèle de sédimentation de la charge alluviale.
CONCLUSIONS ET PERSPECTIVES:
<figure><img src="image_204.png" /></figure>
# CONCLUSIONS ET PERSPECTIIVES :

Arrivé au terme de cette recherche, il convient de synthétiser les enseignements des travaux qui ont été effectués. On reprendra les principaux résultats acquis au cours de cette étude de la plaine alluviale, de la période holocène à l'actuel, en mettant l'accent sur les conclusions concernant la dynamique des sédiments et tentera de dégager les perspectives de recherche futures sur la géomorphologie fluviale de l'Arve.

## 1) Les paléoenvironnements holocènes de l'Arve.

Les investigations développées sur deux sites de la basse et de la moyenne vallée de l'Arve ont permis d'obtenir une première série de données extrêmement intéressantes sur les paléoenvironnements fluviaux holocènes.

1) Sur la basse Arve, l'étude d'une succession de bras morts étagés sur différents niveaux de terrasse a permis de déterminer le modèle de fonctionnement du cours d'eau au Préboréal et a l'Atlantique. Il est apparu qu'à ces deux périodes de l'Holocène, la rivière développait un style à méandres de vallée dans les secteurs où la rivière était encaissée dans les formations de retrait glaciaires ; dans les sections de vallée plus large, les méandres étaient libres, leur migration étant cependant partiellement bloquée par les versants. Le recoupement brutal des sinuosités isolait les méandres à une grande distance de l'axe des flux principaux et permettait leur évolution en partie déconnectée du chenal principal. L'analyse sédimentologique du remplissage de trois anciens chenaux de l'Arve a permis de reconstituer de manière détaillée leur évolution, après leur abandon par la rivière ; les processus de transport et de dépôt de la charge alluviale remblayant les paléochenaux ont été interprétés par la technique de l'image CM. Deux phases successives de remplissage ont été mises en évidence : une phase d'apport fluviatile, les anciens bras n'étant pas complètement déconnectés de l'axe des flux ; une seconde période d'évolution essentiellement autogénique des bras morts (sédimentation organique), entrecoupée d'apports colluviaux issus des versants qui les dominent.

La datation de la base de la sédimentation tourbeuse et la détermination de l'altitude des paléochenaux ont permis de mettre en évidence le modèle de l'incision holocène de l'Arve dans sa basse vallée. Il est apparu que la plus grande partie des 60 mètres d'incision de la rivière a été acquise au cours de la déglaciation et au tardiglaciaire ; pendant toute la durée de l'Holocène, l'incision n'a pas excédée 14 mètres et son taux a rapidement décru après la période Atlantique. L'ampleur de l'incision du lit est résulté d'un processus d'adaptation de la dynamique fluviale de l'Arve à l'abaissement du niveau de base : les eaux claires et érosives de l'émissaire du Léman ont provoqué l'incision du lit du Rhône et l'ajustement progressif par érosion régressive la pente de son tributaire. La tendance asymptotique à la décroissance des taux d'incision indique l'arrêt de l'abaissement du lit de l'émissaire du Léman et l'acquisition progressive d'une nouvelle pente d'équilibre.

2) La profonde incision contemporaine de l'Arve dans sa moyenne vallée a découvert une épaisse formation essentiellement limono-organique, jusqu'alors enfouie sous 4 à 5 mètres de graves holocènes ; elle est localisée uniquement dans le bassin de Cluses. L'étude sédimentologique des dépôts fins a montré que l'on se trouvait en présence d'un milieu fluviatile, la prédominance de faciès sédimentaires typiques de la plaine d'inondation indiquant des conditions hydrodynamiques faiblement énergiques. L'analyse des sondages mécaniques effectués sur le site d'étude a permis de détecter l'existence d'une bande graveleuse témoignant d'une plus forte activité fluviale, dont la
présence a d'ailleurs été confirmée lors des investigations de terrain. La synthèse d'une série de sondages à la tarière a permis de proposer une première interprétation de la nature des unités de sédimentation du chenal et de la plaine d'inondation. Il se pourrait que la phase supérieure du remblaiement fin, qui seule a été étudiée, soit le témoin d'un ancien système fluvial anastomosé, milieu faiblement énergique à chenaux multiples et à faible migration latérale, s'exhaussant à un rythme rapide. Il résulterait d'une diminution de la pente de l'Arve par un processus de contrôle aval, dû à l'exhaussement du cône de déjection d'un affluent. L'analyse radiocarbone de matériaux organiques prélevés à différentes profondeurs a d'ailleurs permis de démontrer un taux de sédimentation moyen de 30 cm/siècle. La phase de rupture morphodynamique entre la période de remblaiement fin et l'arrivée des graves holocènes a été datée du début du *Boréal*. Elle a été précédée d'une période de paludification de la plaine alluviale qu'atteste la présence d'un épais niveau de tourbe et s'est manifestée par une très forte recrudescence de l'activité de la rivière et un style fluvial probablement tressé : une phase de construction graveleuse de la plaine alluviale, qui indique d'intenses divagations des chenaux a remplacé la sédimentation fine de la période précédente.

3) Le contrôle de la dynamique fluviale de l'Arve sur les niveaux du lac Léman a été démontré de manière irréfutable : au cours de l'Holocène récent, le plan d'eau a subi de multiples fluctuations altitudinales, se déroulant à un rythme extrêmement rapide et qui étaient expliquées par des changements climatiques. En fait, les variations du niveau du plan d'eau ont reflété les phases de plus ou moins forts apports sédimentaires graveleux sur le cône de déjection de l'Arve, son exhaussement ou au contraire son incision favorisant la hausse ou la baisse des niveaux du lac Léman, par contrôle aval. Ce contrôle géomorphologique n'exclut évidemment pas que la recrudescence ou la baisse des apports graveleux sur le cône soient en relation avec des fluctuations climatiques, puis climato-anthropiques ayant modifié la dynamique des écoulements et la recharge sédimentaire de l'axe de drainage au cours de l'Holocène ; il est également possible que des ajustements internes de la dynamique fluviale aient provoqué le changement, sans recours nécessaire à une influence du climat.

4) Les perspectives de recherches sur les paléoenvironnements fluviaux de l'Arve sont considérables, aussi bien sur la basse Arve où de nombreux paléoméandres n'ont pas été étudiés, que sur l'Arve moyenne où l'étude réalisée pose plus de questions qu'elle n'apporte de réponse. L'étude du cône alluvial de l'Arve à Genève pourrait également permettre de faire progresser les connaissances des fluctuations altitudinales du niveau du lac Léman. Sur la haute-Arve aucune investigation n'a été effectuée ; il est probable qu'on pourrait également y trouver des témoins de la dynamique fluviale ancienne. L'intérêt de telles études pour la reconstitution des conditions environnementales à l'Holocène est indéniable : ainsi, on a pu observer que les paléoméandres de la Basse-Arve au Boréal et à l'Atlantique, que les dépôts fluviatiles fins du bassin de Cluses indiquaient probablement un hydrodynamisme fluvial plus faible que sous les conditions actuelles. En dépit de ces premiers résultats, il demeure énormément de lacunes qu'il va s'agir de combler.

## 2) L'Arve avant les aménagements fluviaux.

Peu de données existent actuellement sur la dynamique fluviale de l'Arve avant le 18ème siècle. Cependant, la découverte de piquets de bois profondément enfouis sous plus de trois mètres de graviers et galets sur le cône de déjection du Giffre et datés du Moyen-Age (1200 après J.C.) permet de présumer que, dans le bassin de Cluses, les deux cours d'eau étaient profondément incisés dans les dépôts graveleux holocènes. Cette observation permet de diagnostiquer une profonde rupture morphodynamique entre le 13ème et le 18ème siècle, mais qui n'a pu être datée avec une plus grande exactitude.
L'analyse de la dynamique fluviale de l'Arve au cours du 18ème siècle, avant que ne se développent les grands travaux de correction de la rivière, a permis une double démonstration :

A) l'étude synchronique de la géomorphologie de la rivière, reconstituée d'après la mappe sarde de 1730, confirmée et enrichie par la lecture des textes anciens, a permis de montrer que la rivière avait un style en plan tressé, indiquant un caractère torrentiel marqué qui favorisait une forte activité géomorphologique sur toutes les sections de la plaine alluviale ; de plus, il est apparu que celui-ci changeait de l'amont vers l'aval. Ainsi, l'étude de l'évolution amont-aval du taux de sinuosité du chenal principal et de la largeur de la bande active a permis de détecter : 1) l'existence d'une zone de rupture morphodynamique dans le bassin de Cluses, où le tressage devenait moins large et se simplifiait brusquement ; 2) la modification du style tressé de l'Arve, en aval du confluent du Giffre, la rivière adoptant un modèle associant les bras multiples du tressage et la sinuosité du méandrage ; ce type de dynamique rapprocherait l'Arve des rivières ayant un modèle "à chenaux divagants". Il est apparu que la pente de la vallée était l'un des facteurs fondamentaux du changement amont-aval du tressage ; il se produisait brutalement lorsqu'un seuil de pente d'environ 0,0025 était franchi. De plus, il est probable que la modification de l'hydrologie de l'Arve, engendrée par l'arrivée des eaux du Giffre, au régime moins contrasté, favorisait également le changement de modèle, en aval du confluent ;

B) le suivi diachronique de la géomorphologie fluviale de l'Arve moyenne dans le bassin de Cluses a permis de mettre en évidence un changement de modèle fluvial au début du 18ème siècle et de l'expliquer : il est apparu que la dynamique fluviale a connu, à cette époque, une forte recrudescence d'activité qui s'est manifestée par la multiplication des chenaux de tressage, un important élargissement de la bande active et l'exhaussement du profil en long de la rivière. L'analyse de la dynamique fluviale au 19ème et jusqu'au milieu du 20ème siècle a confirmé le changement. Comme l'ont indiqués les textes anciens, il provoqua la perte de plusieurs centaines d'hectares de terres agricoles, érodées, sablées, ou transformées en marais par l'élévation de la ligne d'eau. L'explication du changement est double :

- pour une part, il résulte de l'édification de digues longitudinales, sur une longueur modeste, protégeant la ville de Cluses des inondations ; les ajustements du profil en long qui ont suivi leur construction ont favorisé des remaniements de la charge fluviale stockée dans le lit ;

- c'est également la réponse de la dynamique fluviale à la péjoration climatique du Petit Age Glaciaire. Dès le début du 17ème siècle, elle s'est traduite par une augmentation de la fourniture sédimentaires des émissaires glaciaires du massif du Mont-Blanc, qui connaissaient des crues, semble-t'il, plus fréquentes qu'auparavant, et par l'ennoiement de la vallée de chamonix sous leurs dépôts ; il est possible également que la dégradation climatique se soit traduite par une série de crues de plus grande ampleur de l'Arve. La rivière a pris en charge les matériaux fournis par ses affluents et les a progressivement évacués vers l'aval. La recrudescence des transports solides s'est manifestée par l'édification de mégaformes de sédimentation qui migraient et se développaient progressivement vers l'aval, par contrôle amont de la fourniture graveleuse ; un siècle après le premier maximum glaciaire dans la vallée de Chamonix, la vague caillouteuse atteignait le bassin de Cluses, après avoir remblayée tous les emplacements disponibles de la partie supérieure de la plaine alluviale de l'Arve.

Si l'on ne dispose d'aucune donnée sur une éventuelle augmentation des transports solides sur les torrents de l'Arve, il est par contre apparu que la dynamique fluviale des affluents non englacés, telle celle du Borne sur son cône alluvial au 18ème siècle, était également indicatrice du changement : l'affluent a connu une nette recrudescence d'activité, le balayage du cône par les chenaux provoquant d'importante pertes en terres agricoles et nécessitant la mise en place rapide d'ouvrages de correction. Globalement, au 18ème siècle, il résulte de cette étude que la charge alluviale parvenant à l'Arve est extrêmement forte, ce qui justifie le modèle tressé et la forte
activité morphodynamique de l'axe fluvial principal.

C) Les perspectives d'étude sont nombreuses : tout d'abord tenter d'approfondir la connaissance de la rivière médiévale (type de modèle fluvial, ampleur et extension de l'incision...); ensuite, établir la chronologie de la recrudescence d'activité de l'Arve; mieux connaître les changements de la dynamique fluviale pendant la période de Petit Age Glaciaire et en particulier de la dynamique des affluents qui fournissent la charge alluviale à l'Arve (torrents, rivières des préalpes, du Piémont...); mieux définir la responsabilité respective des facteurs anthropiques et des facteurs naturels sur la recrudescence d'activité de la rivière (en particulier l'influence des défrichements de la montagne sur la dynamique des flux d'eau et de sédiment).

### 3) La dynamique fluviale perturbée par l'homme.

C'est sur ce pas de temps que les résultats sont les plus nombreux, en raison du grand nombre de données dont l'on a pu disposer.

#### A) Les changements affectant la plaine alluviale.

1) Dès 1820, on a développé l'endiguement longitudinal insubmersible par sections dans la plaine alluviale de l'Arve. Seule la section chenalisée en amont de Bonneville a été étudiée; cependant les observations des changements induits par l'endiguement peuvent être généralisés à l'ensemble des sections endiguées de la plaine alluviale de l'Arve. La rectification du chenal a provoqué d'importants ajustements de la pente: il s'est produit un basculement du profil en long, comme le prouve une incision d'environ 2,50 mètres à l'amont et un accroissement de la fréquence d'inondation à l'aval. L'adaptation du profil en long aux nouvelles conditions d'écoulement a provoqué d'importants remaniements de la charge graveleuse, internes à la plaine alluviale: les matériaux érodés dans la portion incisée du chenal ont été transférés vers l'aval et se sont déposés au sortir des digues. Il en est résulté un accroissement de l'activité du tressage qui s'est manifesté par un élargissement de la bande d'activité fluviale, la multiplication des chenaux de tressage et d'intenses sapements de berge.

2) L'évolution majeure de la dynamique fluviale s'est produite au cours des 40 dernières années: il s'agit de l'incision dramatique de la rivière, en relation avec de graves perturbations de la dynamique des transports solides dans toutes les sections de la plaine alluviale. Le changement est le plus profond dans les sections non endiguées: il atteint un maximum de 12 mètres en tête du bassin de Sallanches, dépasse 8 mètres dans le bassin de Cluses, où la formation fine sous-jacente a exercé un contrôle intrinsèque des taux d'incision du chenal. Il en est résulté la disparition du tressage et la mise en place d'un chenal unique, profond, étroit et rectiligne et une réduction des pentes de la rivière. Dans les tronçons endigués, le changement existe également, même s'il est moins perceptible: l'incision a été beaucoup moins fortes que dans les autres sections; l'exemple du chenal endigué en amont de Bonneville montre que la dynamique de la migration des seuils et des bancs témoigne de la réponse complexe du système fluvial: dans un premier temps, la déstabilisation du lit a provoqué une acceleration de la migration des formes du chenal; par la suite, la fixation de certains bancs, mis hors d'eau par l'incision, a favorisé le blocage des formes fluviales; depuis quelques années, la destruction des formes stabilisées par les sapements de la rivière a permis le redémarrage de la migration des triples associations mouille-seuil-banc.

Les causes des changements affectant la plaine alluviale de l'Arve sont multiples. Ce sont tout d'abord les perturbations de la dynamique des flux hydriques et des transports solides par l'homme:
- les modifications anthropiques du régime sont peu développées par rapport à ce qu'elles sont sur certains cours d'eau des Alpes du Nord. La dérivation des eaux du Bas-Giffre dans le bassin de Cluses a provoqué une augmentation du débit et accéléré le processus de dégradation du lit de l'Arve. Une partie des eaux des émissaires glaciaires du Mont-Blanc est dérivée dans les retenues hydroélectriques d'altitude (Emosson, Girotte) ; cependant, le débit de l'Arve dans la plaine alluviale apparaît être relativement peu affecté par ces changements du régime ;

- ce sont les extractions de gravier dans le lit du cours d'eau qui sont le principal facteur responsable de la profonde incision de l'Arve. Sur l'ensemble de la plaine alluviale, après 1950, plus de 15 millions de m³ de gravier ont été extraits par dragage ou décapage des bancs provoquant une modification drastique des transports solides : les extractions ont engendré la déstabilisation du lit et des ajustements de la pente par des processus d'érosion régressive ; le piégeage amont des graves dans les souilles d'extraction a également favorisé l'encaissement du chenal à cause d'un déficit d'apports amont. Afin d'empêcher la destruction des ponts et des digues résultant d'une trop forte incision, on a aménagé des seuils en travers de la rivière ; leur comblement a accentué le déficit d'apport dans les sections situées à l'aval des ouvrages.

## B) La diminution des entrées de sédiments dans le sous-système "plaine alluviale".

L'incision n'est pas uniquemment liée aux impacts anthropiques directs touchant la plaine alluviale, mais résulte également d'une baisse des apports alimentant l'axe fluvial principal ; ce changement s'est probablement produit dès le début du siècle et s'est accentué depuis une vingtaine d'années :

1) l'étude des torrents de l'Arve a permis de mieux appréhender la dynamique complexe des sédiments dans le système torrentiel et les relais de processus qui permettent à une particule mobilisée sur un versant de gagner l'axe fluvial principal. On a également tenté de déterminer les causes du déclenchement des transports solides torrentiels : ils sont non seulement liés à l'occurrence de fortes précipitations, mais également à l'intensité de la fourniture sédimentaire aux talwegs, qui conditionne le degré de stabilité du système. A la fin du 19ème siècle, de nombreux torrents de l'Arve étaient fortement actifs ; les travaux de correction développés par le Service de Restauration des Terrains en Montagne sur les versants (banquettes de reboisement, drainage des glissements de terrain...) et dans les talwegs (escaliers de barrages, bassin de sédimentation...) ont respectivement favorisé une diminution des apports alimentant le chenal et le stockage d'importants volumes de matériaux dans la montagne. Il en est résulté une meilleure stabilité des torrents et dans la plupart des cas une diminution de la fréquence des transports solides et bien entendu une baisse des apports sédimentaires alimentant l'Arve. De plus, depuis une dizaine d'années, le besoin en granulat est tel que le chenal parcourant le cône de déjection de plusieurs torrents est régulièrement curé : on a mis en évidence le rôle parfois considérable des reprises de matériaux sur les cônes de déjection, pour l'alimentation des coulées torrentielles ; les sédiments prélevés sur le cône sont définitivement perdus pour les transports solides et ne participent plus à l'alimentation de l'axe de drainage de vallée ;

2) l'étude de la dynamique fluviale du Giffre sur son cône a permis de démontrer qu'elle avait subi de profonds changements depuis le milieu du 20ème siècle. Dans la zone de confluence, l'interdépendance entre les processus se produisant sur le cours d'eau principal et sur son tributaire fait qu'une grande part du changement observé depuis 1950 (incision de 3 à 5 mètres, chenalisation) résulte des processus se produisant sur l'Arve. Cependant, il a été démontré qu'ils proviendraient également d'une diminution des apports sédimentaires en provenance de la moyenne vallée du Giffre. Comme l'a montré l'exemple d'un petit réseau de drainage du piémont, le Foron de La Roche, certains affluents primaires semblent avoir connus une nette décroissance de leur
activité fluviale et de leurs transports solides, diminuant d'autant les apports alimentant l'Arve.

Au vu de ces premiers résultats, il semble raisonnable de conclure que, depuis le début du siècle, la fourniture sédimentaire alimentant le sous-système "plaine alluviale" a diminué : globalement, elle toucherait les torrents montagnards, les affluents principaux de l'Arve, mais également les petits réseaux de drainage primaires du piémont, c'est à dire tous les types de cours d'eau assurant la fourniture sédimentaire de l'Arve.

### C) Les perturbations contemporaines des flux alimentant le Haut-Rhône.

Plusieurs études du début du siècle ont permis de déterminer quelles étaient les grandes caractéristiques de la dynamique des flux sédimentaires quittant l'Arve : l'analyse a été effectuée pour les transits de matière dissoute et de matière en suspension. Excepté quelques estimations dont la validité est douteuse, peu de données existent sur les transports solides de l'Arve par charriage, au début du siècle. Actuellement, il résulte de diverses observations que les transports solides ont été profondément perturbés par les changements contemporains de la dynamique fluviale de l'Arve : les charriages ont fortement diminué, comme en témoigne l'absence d'alimentation graveleuse des souilles d'extraction à Genève ; la dynamique des flux sédimentaires fins a probablement été perturbée par la remise en suspension d'importantes quantité de sédiments fins ainsi que de la matrice des graves, consécutivement à la profonde incision du lit de l'Arve, et la suppression des zones de stockage de la charge en suspension dans la plaine d'inondation qui en est résulté.

Une grande partie de la charge sortant de l'Arve est immédiatement piégée en aval de la zone de confluence, dans le réservoir de la retenue hydroélectrique de Verbois. La dynamique du transit des sédiments est profondément modifiée par le barrage, puisqu'on a remplacé le transit régulier des matériaux par une chasse qui se produit tous les trois ans. Le recensement des données concernant la sédimentation dans la retenue de Verbois, le déroulement des chasses a permis d'obtenir des informations complémentaires sur les volumes annuels des dépôts, leur répartition dans le réservoir et l'efficacité des chasses pour le décolmatage de la retenue. Une analyse sédimentologique des matériaux déposés dans le barrage, effectuée lors de la chasse de juin 1987, a permis de démontrer la logique de la répartition granulométrique des sédiments déposés dans la retenue par les crues de l'Arve : on a démontré la diminution amont-aval de la granulométrie des dépôts ; celle-ci est à mettre en relation avec la géométrie de la retenue.

En définitive, il apparaît que les flux sédimentaires sont pertubés par l'homme sur toutes les parties du système fluvial Arve, sur les affluents de la rivière, dans la plaine alluviale, mais aussi à l'entrée du système Rhône.

* * *

L'étude que l'on vient de présenter met en evidence non seulement l'intérêt, mais la nécessité de l'analyse systémique pour la compréhension des processus fluviaux et des causes des changements qui affectent la dynamique fluviale. Cette vision globale des différentes composantes d'un système fluvial montre l'extrême complexité des processus qui s'y produisent, dont on n'a, d'ailleurs, donné qu'un aperçu. Elle résulte des liens fonctionnels existant entre les différentes composantes du système. Une telle approche constitue l'étape préalable à toute définition d'une gestion des cours d'eau et en particulier de leurs sédiments. Ainsi, ce travail a montré que non
seulement on a surexploité un gisement alluvionnaire, mais que les graviers sont une ressource
non renouvelable à court et même à moyen terme, d'abord parce que les réserves de matériaux
alluvionnaires mettent des siècles à se reconstituer, ensuite parce que l'on compromet le
"rajeunissement" de la plaine alluviale en empêchant les matériaux graveleux de quitter la
montagne. Paradoxalement, l'incision qui a suivi la surexploitation des graviers du chenal a
favorisé la remise en suspension d'importantes quantités de matériaux fins stockés dans le lit et la
suppression des plaines d'inondation, où ils étaient susceptibles de se déposer ; or comme l'a
montré ce travail, la gestion des sédiments fins pose d'énormes difficultés aux exploitants des
barrages hydroélectriques. Cet exemple, peut-être caricatural, montre l'extrême nécessité de
développer une gestion de l'espace fluvial, non plus au "coup par coup", mais plus globale, a
l'échelle du système fluvial. On ne peut donc que souhaiter que cette étude contribuera à formuler
une problématique de gestion des cours d'eau montagnards et de leurs sédiments.
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- 18ème siècle: 1727-1792: séries IC 17³; IC 17⁵; IV C 490 à 526.

- 19ème siècle: - 1815-1859: séries 10 FS 32 à 35.

- après 1860 : séries 4 S 201, 202 et 205 ; 6 S 282 et 283.

- excepté la Mappe Sarde classée dans une série spécifique, aucun des plans et cartes consultés n'est répertorié ; on les a découverts au hasard de nos recherches dans les séries concernant l'endiguement de l'Arve.

Archives du Service de Restauration des terrains en Montagne (Annecy):

- multiples dossiers classés par nom de torrent.

- fond photographique du Service R.T.M.

Archives d'Etat de Turin.

- la documentation sur l'Arve est extrêmement pauvre.

Cartes et photographies aériennes consultées.

- cartes topographiques au 1/25 000 de l'Institut Géographique National.

- cartes topographiques contemporaines au 1/25 000 de l'Institut Géographique National (séries bleues).

- multiples missions photographiques de l'Institut Géographique National :

* panchromatiques au 1/30 000 (1935-36, 1952, 1956, 1961, 1968, 1970, 1974,1976,1978,1980, 1985);

* infra-rouge (NB et fausses-couleurs) au 1/15 000 de 1973 et 1984.
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LISTE DES FIGURES ET TABLEAUX.
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LISTE DES FIGURES.

<table><tr><td>Figure i.1 : Equilibre sédimentaire d'une section de plaine alluviale (d'après Th. Sanchis, rapport S.R.A.E. Rhône-Alpes, 11 déc. 1986.)</td><td>4</td></tr><tr><td>Figure i.2 : Représentation schématique d'un système fluvial montagnard</td><td>8</td></tr><tr><td>Figure i.3 : Localisation de l'espace d'étude</td><td>12</td></tr><tr><td>Figure i.4 : Evolution amont-aval du régime de l'Arve</td><td>12</td></tr><tr><td>Figure i.5 : Distribution saisonnière des crues de l'Arve</td><td>15</td></tr><tr><td>Figure i.6 : Hydrogrammes de quelques grandes crues de l'Arve à Genève (Source : Service Hydrographique Suisse)</td><td>17</td></tr><tr><td>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</td><td>23</td></tr><tr><td>Figure 1.2 : Image CM théorique des dépôts fluviaux : Les valeurs C et M affectées aux différents tronçons sont purement indicatives (Source : Passega, 1964)</td><td>25</td></tr><tr><td>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)</td><td>29</td></tr><tr><td>Figure 1.4 : Modèle géomorphologique de la basse-Arve : de nombreux paléoméandres étagés témoignent de l'incision de la rivière dans les dépôts de retrait glaciaire</td><td>31</td></tr><tr><td>Figure 1.5 : Dépôts quaternaires de la basse vallée de l'Arve (Source : Armand, 1978)</td><td>33</td></tr><tr><td>Figure 1.6 : Croquis géomorphologique de la zone d'étude</td><td>36</td></tr><tr><td>Figure 1.7 : Géométrie du chenal et remplissage alluvial du paléoméandre du Pont-Neuf</td><td>38</td></tr><tr><td>Figure 1.8 : Image CM des dépôts remplissant le paléochenal du Pont-Neuf</td><td>41</td></tr><tr><td>Figure 1.9 : Décroissance de la competence 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</td><td>42</td></tr><tr><td>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</td><td>44</td></tr><tr><td>Figure 1.11 : Géométrie du chenal et remplissage alluvial du paléoméandre de Nant-Bas : A) transect amont ; B) transect aval</td><td>47</td></tr><tr><td>Figure 1.12 : Géométrie probable du chenal et remplissage alluvial du paléoméandre de Nant-Haut</td><td>48</td></tr><tr><td>Figure 1.13 : Image CM des dépôts remplissant le paléoméandre de Nant-Bas</td><td>50</td></tr></table>
<table>
  <tbody>
    <tr>
      <td>Figure 1.14: Image CM des dépôts remplissant le paléoméandre de Nant-Haut</td>
      <td>51</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>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)</td>
      <td>53</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 1.16: Paléomeandre 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)</td>
      <td>55</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 1.17: Modèle de l'incision holocène dans la section étudiée de la basse-Arve</td>
      <td>57</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 1.18: Bloc-diagramme présentant le site d'étude des paléoméandres de la basse vallée de l'Arve</td>
      <td>58</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>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)</td>
      <td>61</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 1.20: Coupes interprétant les sondages géophysiques effectués en travers du cône alluvial du Giffre (Source: Compagnie de Prospection Géophysique Française, 1970)</td>
      <td>63</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 1.21: 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.)</td>
      <td>64</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 1.22: Sondages effectués dans le lit mineur de l'Arve mettant en évidence la présence des dépôts fins, intercalés entre des formations graveleuses; noter que les pentes actuelles sont les plus faibles dans les secteurs où les sédiments fins sont les plus épais</td>
      <td>67</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 1.23: Image CM des dépôts fins remplissant le bassin de Cluses; elle met en évidence un diagramme indicateur de courants de traction, typique des sédiments fluviatiles</td>
      <td>69</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 1.24: Bassin de Cluses: résultats des analyses granulométriques de cinq sondages effectués sur l'Arve et au confluent du Giffre</td>
      <td>70</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 1.25: Interprétation sur l'image CM, des processus de transport et de dépôt des sédiments prélevés sur les cinq sondages du bassin de Cluses</td>
      <td>71</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 1.26: Formes de ravinement à la surface des formations fines, au confluent du Giffre (photographies de l'auteur)</td>
      <td>74</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 1.27: Coupe perpendiculaire à l'Arve, dans les dépôts fins holocènes (confluence du torrent de Scionzier)</td>
      <td>77</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 1.28: Classification du chenal en fonction du modèle, de la nature de la charge, montrant les types de chenaux, leur stabilité relative, et quelques variables associees (d'après Schumm, 1981)</td>
      <td>81</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 1.29: Transect fictif en travers de la plaine alluviale, montrant la localisation possible des sondages</td>
      <td>84</td>
    </tr>
  </tbody>
</table>
<table>
  <tbody>
    <tr>
      <td>Figure 1.30 : Proposition d'une nouvelle image CM des dépôts alluviaux</td>
      <td>87</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 1.31 : Image CM actuelle des dépôt de l'Arve, dans la plaine alluviale de Contamine sur Arve</td>
      <td>90</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 1.32 : Degrés de liberté de l'image CM des dépôts alluviaux</td>
      <td>92</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 2.1 : Indices de tressage et de sinuosité sur un chenal tressé (N : nombre moyen de bras ; S : taux de sinuosité moyen)</td>
      <td>101</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 2.2 : Indice de tressage et calcul de l'ordre des bancs et des chenaux (source : Rust, 1978)</td>
      <td>103</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 2.3 : Comparaison des tracés de l'Arve figurant : 1) sur la photographie aérienne de 1936 ; 2) sur la carte topographique de 1942, tirée de la photographie de 1936</td>
      <td>105</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 2.4 : Modèle fluvial tressé de l'Arve dans le bassin de Sallanches en 1730 (d'après la Mappe Sarde)</td>
      <td>106</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 2.5 : Pont de Saint-Martin sur Arve, édifié en 1776 (photographie de l'auteur)</td>
      <td>108</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 2.6 : Evolution amont-aval de : A) la largeur de la bande active en 1730 ; B) de la sinuosité du chenal principal en 1730 ; C) de la pente de la ligne d'eau en 1912-13</td>
      <td>109</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 2.7 : Modèle fluvial "en "zig-zag" de la rivière dans la cluse de l'Arve en 1730 (d'après la Mappe sarde)</td>
      <td>111</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 2.8 : Plaine alluviale de l'Arve dans le bassin de Cluses : elle divague entre les multiples cônes alluviaux obstruant en partie la vallée</td>
      <td>112</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 2.9 : Modèle tressé de l'Arve entre le confluent du Giffre et Bonneville : en 1730 (d'après la Mappe sarde) ; en 1820 (d'après un plan d'endiguement)</td>
      <td>114</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 2.10 : Modèle tressé de l'Arve entre Bonneville et le pont de Bellecombe : en 1730 (d'après la Mappe sarde) ; en 1820 d'après un plan d'endiguement partiel)</td>
      <td>115</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 2.11 : Modèle tressé de la basse-Arve dans la plaine alluviale d'Etrembières, en 1730 (d'après la Mappe sarde)</td>
      <td>117</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 2.12 : Evolution du modèle tressé de l'Arve dans le bassin de Cluses entre 1730 et 1936. On notera la construction de zones de sédimentation après 1730</td>
      <td>119</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 2.13 : Basculement du profil en long de l'Arve moyenne entre 1856 et 1912</td>
      <td>121</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 2.14 : Evolution de la largeur de la bande active de l'Arve moyenne entre 1730 et 1936</td>
      <td>122</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 2.15 : Position des différentes sections de l'Arve dans sa plaine alluviale sur les graphes de Leopold et Wolman (1957) et de Lane (1957)</td>
      <td>125</td>
    </tr>
  </tbody>
</table>
<table>
  <tbody>
    <tr>
      <td>Figure 3.14 : Modèle de la migration amont-aval des seuils dans la section endiguée de Bonneville : A) tous les seuils sont pris en compte ; B) 6 seuils suivis pendant la période 1936-84 ont été étudiés individuellement (localisation sur la Figure 3.13)</td>
      <td>162</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 3.15 : Incision du chenal dans la section endiguée de Bonneville (d'après les données du Service des Grandes Forces Hydrauliques, 1912 et de Sogreah, 1983)</td>
      <td>163</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 3.16 : Evolution du degré de végétalisation des formes fluviales dans la section endiguée de Bonneville entre 1936 et 1984</td>
      <td>164</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 3.17 : Modèle de multiplication des formes du lit en amont de la section endiguée (voir texte pour explication)</td>
      <td>165</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 3.18 : Modèle de disparition des formes du lit, à la suite d'un blocage aval de la migration de certains bancs (voir texte pour explication)</td>
      <td>167</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 3.19 : Diminution des surfaces de l'impluvium dans les bassins de l'Arve et de ses affluents influencés par les dérivations hydroélectriques (d'après Edouard et Vivian, 1984)</td>
      <td>170</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 3.20 : Influence des prélèvements d'eau sur les affluents glaciaires sur le régime de l'Arve à Arthaz (bassin versant=1664 km2) (d'après les données de Vivian, 1986)</td>
      <td>171</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 3.21 : Estimation des prélèvements de gravier dans le lit de l'Arve entre le Fayet et Genève, pendant la période 1950-1985</td>
      <td>174</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 3.22 : Extractions de gravier dans le lit de l'Arve à Genève pendant la première moitié du 20ème siècle : noter la décroissance des volumes extraits dès 1934 et la fermeture de certaines gravières, indiquant un épuisement des ressources (d'après les données du Service Fédéral des Eaux, 1941)</td>
      <td>176</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 3.23 : Types de seuil de stabilisation du lit de l'Arve moyenne dans le bassin de Cluses : A) seuil noyé du pont de la Sardagne à Cluses ; B), seuil-chute de Pressy (photographies de l'auteur)</td>
      <td>178</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 4.1 : Localisation des zones d'activité torrentielle dans le bassin de l'Arve</td>
      <td>189</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 4.2 : Localisation des bassins torrentiels sélectionnés</td>
      <td>191</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 4.3 : Pentes des torrents sélectionnés</td>
      <td>195</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 4.4 : Bassin du torrent de Reninges-Ruttets, d'après une ancienne carte datée de 1888. (Archives R.T.M 74)</td>
      <td>196</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 4.5 : Types de substrat et nature de la couverture végétale sur les torrents sélectionnés</td>
      <td>198</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 4.6 : Evolution de la couverture végétale par tranches d'altitude de 500 mètres</td>
      <td>200</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 4.7 : Ravinements dans les bassins de réception des torrents incisant le versant oriental de la vallée du Bon-Nant, en 1923 (Collection R.T.M.74)</td>
      <td>203</td>
    </tr>
  </tbody>
</table>
<table>
  <tbody>
    <tr>
      <td>Figure 4.8: Destruction d'un peuplement de mélèzes par les chutes de blocs, torrent de la Griaz, ravin des Arandellys: A) 1892; B) 1897 (Collection R.T.M. 74)</td>
      <td>206</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 4.9: Exhaussement du chenal dans le ravin des Arandellys, torrent de la Griaz, entre 1891 et 1893 (d'après les données du R.T.M. 74)</td>
      <td>207</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 4.10: Glissements de terrain du versant Sud du massif de Platé (d'après Goguel et Pachoud, 1978)</td>
      <td>209</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 4.11: Coupe dans le Nant Bourdon, d'après les résultats des sondages géophysiques. L'ancien talweg a été fossilisé par les chutes de blocs (d'après Simecsol, 1983)</td>
      <td>210</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 4.12: Barrage temporaire du lit de l'Arve lors des crues d'août 1895, sur le torrent de la Griaz; un lac, d'une longueur de 500 à 600 mètres, subsista plusieurs semaines (Collection R.T.M. 74)</td>
      <td>214</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 4.13: Répartition saisonnière des coulées sur quatre torrents de la vallée de l'Arve</td>
      <td>218</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 4.14: Vues diachroniques du chenal de la Griaz: A) auto-curage du chenal sur la partie inférieure du cône de déjection, après les laves d'août 1895; B) exhaussement du chenal en 1897 entre deux crues exceptionnelles; le lit sera à nouveau curé par les coulées du 20 juillet 1898 (Collection R.T.M. 74)</td>
      <td>222</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 4.15: Avulsions du torrent de la Sallanche sur son cône de déjection au cours des 17ème et 18ème siècles (A.D.H.S., IVC 516, fol. 95)</td>
      <td>223</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 4.16: Incision du chenal sur le torrent de la Griaz, ravin des Arandellys, après la crue du 20 juillet 1898; elle atteignit 10 mètres de profondeur dans plusieurs sections et causa la destruction des barrages (d'après les données du R.T.M. 74)</td>
      <td>224</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 4.17: Incision du chenal dans la section aménagée du torrent de Reninges, après la crue du 20 juin 1893 (d'après les données du R.T.M. 74)</td>
      <td>225</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 4.18: Instabilité des pentes dans la partie supérieure du ravin du Nant-Bourdon et accumulation des sédiments dans le lit du torrent entre 1983 et 1986</td>
      <td>228</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 4.19: Suivi cartographique de la section incisée du Nant-Bourdon (1983, 1986)</td>
      <td>229</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 4.20: Représentation graphique du concept de seuil de stabilité du système torrentiel (d'après Schumm, 1973, modifié par Heward, 1978)</td>
      <td>232</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 4.21: Chronologie de l'aménagement forestier dans les bassins de réception de la Griaz (A) et de Reninges-Ruttets (B) (d'après les données du R.T.M. 74)</td>
      <td>234</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 4.22: Résultats du reboisement dans le bassin de réception de la Griaz, 70 ans après la fin des travaux: ils ont été un succès, comme en témoigne l'extension rapide de la couverture végétale sur les surfaces non aménagées</td>
      <td>236</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 4.23: Résultats du reboisement dans le bassin de réception de Reninges-Ruttets, 70 ans après la fin des travaux: ils furent un échec, à cause de contraintes géomorphologiques drastiques</td>
      <td>237</td>
    </tr>
  </tbody>
</table>
Figure 4.24 : Vues diachroniques du "Dérochoir des Arandellys", torrent de la Griaz :
A) en 1895, lorsque la chute de blocs était fonctionnelle (Collection R.T.M. 74) ;
B) en 1986, après la végétalisation des pentes (photographie de l'auteur).................... 238

Figure 4.25 : Vues diachroniques du bassin de réception du torrent de Reninges-Ruttets.
La végétation plantée au début du siècle n'a pas pu se développer ; quelques arbres
subsistent sur les interfluves : A) 1892 (Collection R.T.M. 74) ; B) 1986
(photographie de l'auteur).................................................................................... 240

Figure 4.26 : Barrage de correction torrentielle construit dans le lit pour empêcher
l'incision du chenal lors des laves (Collection R.T.M. 74)........................................ 243

Figure 4.27 : Accumulation sédimentaire après la construction des barrages dans la
section aménagée du torrent de la Griaz : en 1973, le volume des dépôts était d'environ
100 000 m³ ; actuellement, plusieurs barrages sont enfouis sous les sédiments
(d'après les données du R.T.M. 74)........................................................................ 244

Figure 4.28 : Canal et seuils sur le cône de déjection du torrent de la Rippaz : il fut
construit entre 1945 et 1947, afin de protéger le cône des débordements torrentiels
(photographie de l'auteur).................................................................................... 246

Figure 5.1 : Recrudescence d'activité de la dynamique fluviale sur le cône du Borne au
18ème siècle : A) 1730 : Mappe Sarde ; B) 1738 et 1751 : carte de Cheneval, 1766
(A.D.H.S. IV C 526).................................................................................................... 255

Figure 5.2 : Changement de l'activité du Foron de La Roche à proximité du viaduc SNCF
entre 1893 et 1987 (photographie : R.T.M 74 (1893) ; de l'auteur (1987).................... 257

Figure 5.3 : Morphologie du cône alluvial du Giffre............................................................ 259

Figure 5.4 : Evolution du style fluvial du confluent du Giffre entre 1730 et 1980................ 260

Figure 5.5 : A) Chute de la ligne d'eau du Giffre sur les 7 derniers kilomètres, entre
1913 et 1983 (d'après les levés du Service des Grandes Forces Hydrauliques, 1913
et de la D.D.A. 74, 1983) ; B) incision de l'Arve au pont d'Anterne (d'après les levés
de Sogreah, 1983)........................................................................................................ 261

Figure 5.6 : Cartographie morphodynamique de la zone de confluence du Giffre en
novembre 1985.................................................................................................................... 263

Figure 5.7 : Piquets du Moyen-Age plantés dans les formations fines holocènes. Noter la
pointe parfaitement conservée ce qui témoigne que les piquets ont été plantés
directement dans les limons et pas dans des galets (photographies : 1) C.N.R.A.S. ;
2) de l'auteur.................................................................................................................... 265

Figure 6.1 : Concentration de la matière dissoute et débit de l'Arve pendant l'année 1890
à Genève (d'après les données de Baëff, 1891)............................................................ 275

Figure 6.2 : Corrélation entre la matière dissoute et le débit de l'Arve en 1890 à Genève
(d'après les données de Baëff, 1891)........................................................................ 276
<table>
  <tbody>
    <tr>
      <td>Figure 6.3: A) Relation annuelle entre la concentration en matière solide et le débit de l'Arve en 1890 à Genève (d'après les données de Baëff, 1891); B) Forte tubidité de la Basse-Arve au pont d'Etrembières, lors de la crue cinquantennale de septembre 1968.</td>
      <td>276</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 6.4: Variation de la concentration de la charge en suspension avec la profondeur de l'eau (d'après les données de Boissier, 1916).</td>
      <td>278</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 6.5: Concentration de la matière en suspension et débit de l'Arve pendant l'année 1890 à Genève (d'après les données de Baëff, 1891).</td>
      <td>279</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 6.6: Relations saisonnières et annuelle entre la concentration de la charge en suspension et le débit de l'Arve en 1890 (d'après les données de Baëff, 1891).</td>
      <td>281</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 6.7: Sapement et basculement des limons holocènes entaillés par l'Arve dans le bassin de Cluses (photographie de l'auteur).</td>
      <td>287</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 6.8: Modification contemporaine de la charge alluviale de l'Arve à Genève, en réponse aux perturbations anthropiques.</td>
      <td>289</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 6.9: Les niveaux du Léman à l'holocène (d'après Magny et Olive, 1981).</td>
      <td>291</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 7.1: Localisation de la retenue de Verbois et position des transects régulièrement suivis par les exploitants.</td>
      <td>297</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 7.2: Vue aval des vannes du barrage de Verbois (photographie de l'auteur).</td>
      <td>298</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 7.3: Evolution amont-aval de la largeur de la retenue pleine.</td>
      <td>299</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 7.4: Evolution amont-aval des sections d'écoulement, après la mise en eau définitive de la retenue en 1944.</td>
      <td>299</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 7.5: Sédimentation annuelle moyenne dans la retenue de Verbois entre 1944 et 1984 (d'après les données de Cohen et Bruschin, 1987).</td>
      <td>301</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 7.6: Représentation schématique des procédures de chasse à Verbois (Source: Cohen et Bruschin, 1987).</td>
      <td>302</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 7.7: Débits respectifs de l'Arve et du lac Léman lors des 15 chasses du réservoir de Verbois.</td>
      <td>304</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 7.8: Evolution dans le temps de la concentration de la M.E.S., lors de la chasse de 1984 (Source: Institut d'Hygiène de Genève, 1984).</td>
      <td>305</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 7.9: Granulométrie des sédiments en suspension pendant la chasse de juin 1984 (Source: Bruschin, 1975).</td>
      <td>305</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 7.10: Remplissage de la retenue de Verbois entre 1944 et 1984 (Source: Cohen et Bruschin, 1987).</td>
      <td>306</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 7.11: Evolution amont-aval du comblement de la retenue de Verbois entre 1944 et 1984 (d'après les données de Cohen et Bruschin, 1987).</td>
      <td>307</td>
    </tr>
  </tbody>
</table>
<table>
  <tbody>
    <tr>
      <td>Figure 7.12: Relation liant la diminution de la section d'écoulement entre 1944 et 1984, et la largeur de la retenue pleine (d'après les données de Cohen et Bruschin, 1987)</td>
      <td>307</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 7.13: Relations liant le volume des sédiments évacués au volume d'eau écoulé pendant la chasse, à sa durée et au débit moyen (d'après les données de Cohen et Bruschin, 1987)</td>
      <td>308</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 7.14: Vues des plages de dépôt comblant la retenue de Verbois, lors de la chasse de juin 1984 (photographies: J.-P. Bravard)</td>
      <td>310</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 7.15: Débits de l'Arve et du Rhône lors de la chasse de la retenue de Verbois en juin 1987 (Source: Services Industriels de Genève)</td>
      <td>312</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 7.16: Position des points d'échantillonnage sur quelques transects caractéristiques dans la retenue de Verbois</td>
      <td>313</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 7.17: Localisation des stations d'échantillonnage dans la retenue de Verbois</td>
      <td>315</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 7.18: Structure sédimentaire mettant en évidence des macro-strates qui témoignent de la dynamique saisonnière de la sédimentation (photographie de l'auteur)</td>
      <td>318</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 7.19: Dépôts grossiers deltaïques, construits par les affluents locaux lorsqu'ils pénètrent dans la retenue (photographie de l'auteur)</td>
      <td>319</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 7.20: Evolution amont-aval de la granulométrie des dépôts de crue, mise en évidence pour différents paramètres sédimentologiques</td>
      <td>321</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 7.21: Vue du confluent de l'Arve et du Rhône lors de la crue du 16 juin 1987. On observera le contraste entre les eaux très turbides de l'Arve et les eaux claires du Rhône (photographie de l'auteur)</td>
      <td>323</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 7.22: Comparaison des dépôts de crue déposés sur les levées de berge, en rive droite et en rive gauche du Rhône à la station d'échantillonnage n°2</td>
      <td>323</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 7.23: Image CM des dépôts échantillonnés dans la retenue de Verbois</td>
      <td>325</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 7.24: Corrélation entre la granulométrie des dépôts de crue et la section d'écoulement, mise en évidence pour différents paramètres sédimentologiques</td>
      <td>327</td>
    </tr>
    <tr>
      <td>Figure 7.25: Corrélation entre la granulométrie des dépôts de crue et le ratio largeur/profondeur mise en évidence pour différents paramètres sédimentologiques</td>
      <td>328</td>
    </tr>
  </tbody>
</table>
LISTE DES TABLEAUX

<table><tbody><tr><td>Tableau 1.1 : Débits instantanes de l'Arve en crue et ses principaux affluents (m³/s) : les stations de mesure figurent en caractère gras.</td><td>15</td></tr><tr><td>Tableau 1.1 : Classification des chenaux alluviaux : A) d'après Schumm, 1968 ; B) d'après Rust, 1978.</td><td>79</td></tr><tr><td>Tableau 1.2 : Critères d'identification des différents modèles fluviaux d'après Smith et Putnam, 1980, modifié.</td><td>81</td></tr><tr><td>Tableau 1.3 : Paramètres Cu et Cs de différents cours d'eau actuels ou anciens.</td><td>89</td></tr><tr><td>Tableau 1.4 : Types de séquences de changement du régime hydrologique et de la fourniture sédimentaire des vallées de l'Europe Centrale au cours des 15 000 dernières années (Starkel, 1983).</td><td>95</td></tr><tr><td>Tableau 2.1 : Caractéristiques morphométriques de l'Arve dans les principales sections de sa plaine alluviale.</td><td>126</td></tr><tr><td>Tableau 2.2 : Coefficient d'immoderation de l'Arve et de ses principaux affluents d'après les données hydrologiques contemporaines.</td><td>128</td></tr><tr><td>Tableau 3.1 : Les associations syndicales de riverains ayant pour vocation l'endiguement de l'Arve, en 1860 (Source : Mougin, 1914).</td><td>135</td></tr><tr><td>Tableau 3.2 : Evolution des niveaux de crue à l'échelle limnimétrique du pont de Bonneville (Source : Pardé, 1931, 1940).</td><td>143</td></tr><tr><td>Tableau 3.3 : Incision et prélèvements sur quelques cours d'eau alpins.</td><td></td></tr><tr><td>Tableau 4.1 : Caractéristiques des torrents étudiés.</td><td>192</td></tr><tr><td>Tableau 4.2 : Volume de sédiment extrait de la plage de dépôt de Reninges depuis 1968 (Source : D.D.E. 74, Subdivision de Sallanches).</td><td>215</td></tr><tr><td>Tableau 4.3 : Débit de crue calculés sur quelques torrents de la vallée de l'Arve.</td><td>217</td></tr><tr><td>Tableau 4.4 : Situation météorologiques lors de quelques fortes crues sur les torrents de la vallée de l'Arve (données de la Météorologie Nationale, Chamonix).</td><td>219</td></tr><tr><td>Tableau 4.5 : Travaux de correction effectues dans les bassins torrentiels étudiés (d'après les données du R.T.M 74).</td><td>245</td></tr><tr><td>Tableau 5.1 : Caractéristiques des pieux prelevés au confluent du Giffre (Source : C.N.R.A.S).</td><td>265</td></tr><tr><td>Tableau 6.1 : Relations saisonnières entre la concentration de la suspension et le débit pendant l'année 1890 à Genève.</td><td>282</td></tr><tr><td>Tableau 6.2 : Estimation de la charge de l'Arve à Genève.</td><td>284</td></tr></tbody></table>
Tableau 7.1 : Pentes du Rhône de la Jonction au barrage de Verbois (Source : Wilhelm, 1931).................................................. 300

Tableau 7.2 : Modèles généraux de la décroissance granulométrique amont-aval des dépôts dans la retenue de Verbois.................................................. 320
<figure><img src="image_208.png" /></figure>