1) Dès leur édification, les digues eurent un premier impact direct, sous l'effet de la concentration des écoulements et de l'accroissement de la force tractrice qui en est résulté : "lorsque la rivière se trouve placée dans son nouveau lit, elle s'enfonce ordinairement de 3 mètres et creuse même jusqu'à 6 mètres de profondeur lorsque le moindre obstacle d'une rive la dirige contre le bord opposé, et quoique le courant de l'eau ne s'établisse pas toujours à cette dernière profondeur, il n'y enfonce pas moins les digues commencées qui disparaissent quelquefois entièrement dans une seule crue" (Rapport ing. Bard, 1831; A.D.H.S. 10 FS 34, 1830-39). L'ingénieur Bard observa donc un rapide affouillement du pied de digue qui compromettait la stabilité des ouvrages et obligeait à de perpétuelles recharges de la jetée en enrochements protégeant la digue. C'est à ce phénomène, non prévu initialement, que fut attribué le dépassement considérable des dépenses d'endiguement, le seul moyen de stabiliser le pied de digue étant de jeter des enrochements "à fonds perdus", jusqu'à ce que cessent les affouillements.

2) Dans le chenal de Bonneville, les premiers signes d'un basculement de la ligne d'eau se produisirent dès 1843, alors que l'endiguement de la section n'était pas encore terminé. C'est l'exhaussement de la ligne d'eau dans la partie aval de la section corrigée qui apparut le plus préjudiciable et qui constitua le principal objet de mécontentement des populations riveraines : comme l'écrivait un habitant de Bonneville en 1845, "les terrains qui n'étaient sujets avant les travaux de diguement, qu'à des inondations rares et fugitives souffrent aujourd'hui mille fois davantage du déversement périodique des eaux de l'Arve, qui après avoir rompu les digues où elles les trouvent plus faibles, stationnent dans les champs qu'ils sont bientôt réduits à l'état de marais sur une superficie de 800 journaux" (A.D.H.S 10 FS 34, 1840-49).

En 1849, l'Adjudant du Génie Dompmartin faisait la constation suivante : "le lit de l'Arve est plus élevé que les plaines sur le derrière des digues. Il en résulte que lors des grandes crues, toutes les eaux font irruption, soit par les brêches, soit par submersion sur les digues dont le couronnement est trop bas, restent dans ces plaines et ne rentrent à la rivière que par infiltration lorsque l'Arve est basse. Il en résulte sur toute l'étendue de la plaine et à la porte même de la ville, des dépôts d'eau stagnante dont les miasmes répandent une odeur infecte durant les chaleurs et produisent des fièvres et autres maladies" (Rapport Adj. du Génie Dompmartin, juin 1849 ; A.D.H.S. 10 FS 34, 1840-49).

A proximité du pont de Bonneville la situation fut rapidement critique : "sans pluie, par le seul effet de la fonte des neiges des montagnes, les eaux de la rivière se sont élevées au dessus des digues et ont fait refluer sur les terres les torrents et les ruisseaux qui y aboutissent" (Délibérations du Conseil de Bonneville, 22 mai 1847 ; A.D.H.S. 10 FS 34, 1840-49). Certains plaignants estimaient que sous le pont, les graviers s'étaient accumulés sur au moins quatre mètres de hauteur. Cette accumulation de la charge de fond entraîna une augmentation de la fréquence d'inondation de Bonneville : en novembre 1852 par exemple, les digues ont presque partout été surmontées, aussi bien en amont qu'en aval du pont. Pardé (1931, 1940) a démontré l'exhaussement du lit par un suivi de l'évolution des niveaux de crue atteints à l'échelle limnimétrique du pont de Bonneville, sur une période de près de 90 ans (Tableau 3.2). Ce recensement montre une tendance à la hausse progressive du niveau, sans pour autant que les crues soient plus fortes que les précédentes : "autrefois, un maximum de 2,40 mètres eût représenté un fort débit ; il n'en fut pas de même en octobre 1930" (Pardé, 1930) ; lors de cette crue, le Service Hydrographique Suisse évaluait le pic de débit à 400 m³/s. Son constat fut identique après la crue de septembre 1940.

Le processus de basculement du profil en long se traduisit par d'importants ajustements de la pente : d'après un levé topographique de l'ingénieur Impératori en 1854, la pente moyenne du lit avoisinait 0,0019 dans la partie amont du chenal corrigé ; celle-ci était initialement de 0,0027 et son ajustement provoqua une incision de 2,40 mètres à l'extrémité amont de la section endiguée (Mortillet, 1856). La pente diminuait à moins de 0,0013 au débouché des digues.
<table><caption>**Tableau 3.2 :** Evolution des niveaux de crue à l'échelle limnimétrique du pont de Bonneville (Source : Pardé, 1931 ; 1940).</caption><thead><tr><td>Date de la crue</td><td>Hauteur mesurée à l'échelle du pont de Bonneville</td></tr></thead><tbody><tr><td>20 août 1852:</td><td>2,35 m</td></tr><tr><td>16-17 septembre 1852:</td><td>2,50 m</td></tr><tr><td>1er novembre 1859:</td><td>> 2,50 m</td></tr><tr><td>13 août 1866:</td><td>2,50 m</td></tr><tr><td>25 mai 1878:</td><td>2,70 m</td></tr><tr><td>3 octobre 1888:</td><td>2,45 m</td></tr><tr><td>13 novembre 1895:</td><td>2,97 m</td></tr><tr><td>14 janvier 1899:</td><td>2,42 m</td></tr><tr><td>13 mai 1902</td><td>2,45 m</td></tr><tr><td>26 juin 1910:</td><td>2,89 m</td></tr><tr><td>6 août 1914:</td><td>2,75 m</td></tr><tr><td>23 décembre 1918:</td><td>2,72 m</td></tr><tr><td>30 octobre 1930.</td><td>> 2,82 m</td></tr><tr><td>15 septembre 1940:</td><td>3,04 m</td></tr></tbody></table>

3) La correction du chenal provoqua également d'importantes modifications du modèle géomorphologique au sortir des digues, notamment l'aggradation du lit et une forte instabilité latérale du chenal. De tels changements étaient observés dès le début de l'édification des digues en amont de Bonneville, ce qui traduit la rapidité et la vigueur avec laquelle se produisit la réponse du cours d'eau : "l'Arve, comme les autres rivières qui charrient beaucoup de gravier, dépose et exhausse son lit là où elle cesse d'être diguée, pour se jeter avec force par une pente double et même triple presque à angle droit sur les propriétés latérales qu'elle emporte et corrode plus fortement qu'avant la construction des digues (...); cela arrive à chaque nouveau prolongement" (Rapport ing. Bard, 24 août 1833 ; A.D.H.S 10 FS 34, 1830-39). Dès que l'endiguement eut atteint Bonneville, c'est en aval de la ville que se produisit le phénomène : "les graviers charriés jusqu'au débouché des digues s'amoncellent et forment un cône de déjection qui tend toujours à étendre sa base par les nouveaux graviers charriés et élèvent son sommet ; alors il en dérive un exhaussement successif du lit dans la partie supérieure" (Rapport ing. Impératori, 19 février 1854 ; A.D.H.S. 10 FS 35, 1850-59). D'après ce même rapport, la pente s'établissait à 0,0013 au débouché des digues ; à partir du sommet du cône, elle augmentait brutalement jusqu'à atteindre 0,0026.

La figure 3.4 met en évidence les modifications du modèle fluvial, liées aux travaux d'endiguement amont. Si dans la partie aval de la basse plaine de l'Arve subsistait un modèle à "chenaux divagants", semblable à celui que présentait la rivière en 1730 (voir chapitre précédent), il n'en était plus de même aux abords de Bonneville, ou l'on observa une recrudescence de l'activité du tressage et des migrations rapides du lit par avulsion :

- en 1869, un cône de déjection est en cours d'édification au sortir des digues longitudinales. La rivière tend à ouvrir de nouveaux bras latéraux, quittant brutalement l'axe d'écoulement imposé par les travaux de correction ;
<figure><img src="image_85.png" /><figcaption>Figure 3.4 : Recrudescence de l'activité fluviale au sortir des digues ; la charge déstockée dans la partie amont du chenal se dépose en édifiant un cône de déjection, dès l'élargissement de la section d'écoulement (1869 : Service du Cadastre ; 1936 : I.G.N.).</figcaption></figure>
- en 1936, soit 90 ans après l'endigvement de l'Arve dans le couloir de Bonneville, les digues ont été prolongées vers l'aval, afin de favoriser l'accélération des écoulements aux abords de la ville et de favoriser la reprise en charge des matériaux qui s'y sont déposés. L'accumulation graveleuse au débouché des digues est importante, comme en témoigne la fréquence des formes de stockage que sont les bancs ; l'activité du tressage est forte et favorise d'intenses divagations et attaques des berges, en particulier sur la rive droite non protégée.

Une telle recrudescense de l'activité du tressage au débouché des digues est un phénomène classique qui peut être généralisé à la plupart des cours d'eau intra-montagnards alpins : Gemaheling et Chabert (1962) l'on mis en évidence sur la Drôme, après son endigvement partiel au 18ème siècle. On a signalé, dans le chapitre précédent, que c'était probablement l'une des causes de l'instabilité du lit de l'Arve dans le bassin de Cluses au 19ème siècle; l'étude du modèle géomorphologique de l'Arve en aval de la section endiguée de Sallanches aurait permis une démonstration identique. Comme le montrera l'étude des causes du basculement de profil, elle provient en partie d'une recrudescence des apports solides, la déstabilisation du lit endigué amont provoquant d'importants remaniements sédimentaires.

### 2.2.1 : les causes du basculement du profil en long.

D'une manière générale, plusieurs processus sont responsables de la modification de la dynamique fluviale dans les sections endiguées :

- le recoupement des sinuosités provoque une augmentation de pente au delà du seuil d'équilibre ; cela nécessite l'ajustement du profil en long pour retrouver une pente plus faible. La réduction de la largeur de l'écoulement augmente la force tractrice dans le chenal corrigé et provoque l'érosion du lit. La modification des paramètres géométriques du lit va donc dans le sens d'un accroissement des processus d'érosion dans le chenal qui favorise l'augmentation des transits sédimentaires dans la section endiguée ;

- au débouché des digues, la brutale modification de la section d'écoulement et la chute de compétence qui en résulte provoquent le dépôt de la charge de fond et l'édification d'un cône de déjection. Il s'ensuit l'exhaussement du lit et une réduction de la pente sur la partie proximale du cône, d'autant plus rapide que les apports graveleux amont ont augmenté ; elle se répercute par contrôle aval sur l'extrémité inférieure de la section endiguée qui s'exhausse également.

La recherche, dans les textes anciens, des causes du basculement dans la section endiguée de Bonneville montre qu'il résulte de la conjonction de facteurs locaux multiples, venant s'ajouter aux causes classiques que l'on vient de développer :

- en 1849, Dompmartin rendait le mauvais état des digues en partie responsable de l'exhaussement du lit : "lors des crues les eaux du cours de l'Arve sortent par des brêches pour vagabonder dans les plaines, diminuent d'autant le volume d'eau de la rivière et par conséquent la force motrice qu'il lui faut pour charrier tous ces graviers (...) qui contribuent si fort à élever le lit" (Rapport Adj. du Génie Dompmartin, juin 1849 ; A.D.H.S. 10 FS 34, 1840-49). D'après Dompmartin, environ le 1/4 du débit de crue passait par les brêches et ces eaux, loin de favoriser la bonification des terres par limonage, étaient suffisamment actives pour provoquer leur érosion. Ce problème ne fut définitivement réglé qu'après 1855, avec la réparation et l'exhaussement des digues en amont de Bonneville ;

- la largeur excessive du lit au niveau du pont de Bonneville est également le facteur que l'on retrouve le plus fréquemment signalé dans la correspondance administrative du 19ème siècle. Outre les pertes de charges favorisées par la forte courbure du chenal à l'entrée de la ville, le lit
était en ce point large de 112 mètres, provoquant le ralentissement de l'écoulement et la sédimentation de la charge graveleuse. En 1845, un projet de l'ingénieur Marsano prevoyait de coupler les digues longitudinales avec des épis complémentaires, afin de réduire la largeur du lit à 85 au lieu de 112 mètres et de limiter la chute de compétence de la rivière. Les travaux ne furent, semble-t-il, jamais exécutés. Cependant, on rectifia le lit et ferma deux des cinq arches du pont, afin de faire s'écouler les eaux sous les trois arches centrales, ce qui aurait dû permettre d'accélérer la vitesse de l'écoulement et d'éviter l'accumulation graveleuse (Délibérations du Conseil de Bonneville, 19 avril 1845 ; A.D.H.S. 10 FS 34, 1840-49);

- tout au long du 19ème siècle, le phenomène d'exhaussement fut accentué par la position du confluent du Borne qui se jetait dans l'Arve environ 200 mètres en aval du pont de Bonneville. Les apports conjoints des deux cours d'eau et la chute de compétence qui résulte de l'effet de confluence conduisirent à l'engorgement du lit et accélérèrent l'exhaussement de la rivière. A cette époque, les apports graveux du Borne étaient considérables témoignant du dynamisme de l'affluent. D'autre-part, celui-ci subissait le contre-coup de son endiguement sur le cône alluvial, après 1765 : dans la partie amont du cône, le chenal s'était encaissé de 1,45 mètre (Mortillet, 1856), tandis qu'à l'aval, le Borne avait élevé son lit "d'environ 10 à 12 pieds au dessus du niveau qu'il occupait lors de la construction du pont qui le traverse" (Corresp. Chabouz, 24 avril 1849 ; A.D.H.S. 10 FS 34, 1840-49). Par ailleurs, l'affluent rejoignait l'Arve perpendiculairement à son tracé ; cet angle de confluence ne permettait pas une bonne reprise en charge par l'Arve des graviers abandonnés par le Borne (Délibérations du Conseil de Bonneville, 12 juin 1849 ; A.D.H.S. 10 FS 34, 1840-49). Par la suite, les travaux successifs entrepris à proximité de Bonneville consistèrent à aménager la zone de confluence. On éloigna progressivement l'affluent de la ville en rectifiant son lit et favorisa une meilleure évacuation des dépôts graveux, en diminuant l'effet d'eau calme engendré par la jonction des deux cours d'eau, par une modification l'angle de confluence ;

- il faut encore signaler l'influence probable du Bronze sur la dynamique des transports solides qui transitaient dans la section endiguée de Bonneville. La petite rivière torrentielle qui se jette dans l'Arve dans la section corrigée, était dès le 18ème siècle en pleine activité morphogénique. Au milieu du 19ème siècle, la solution préconisée pour limiter les apports du Bronze était de favoriser le piégeage de la charge avant qu'elle n'atteigne l'Arve ; mais à notre connaissance, jamais aucun aménagement ne fut réalisé dans ce but sur le cône de déjection de l'affluent.

En définitive outre la chenalisation, l'impact majeur des travaux d'endiguement est la modification de la répartition de la charge graveleuse dans la plaine alluviale. Les travaux d'endiguement et les ajustements de la dynamique fluviale qui ont suivi la correction ont favorisé des processus d'érosion et de transfert de la charge dans le chenal corrigé, de redépôt de la charge graveleuse sur les cônes alluviaux édifiés au sortir des digues. L'endiguement longitudinal est donc à l'origine d'une nouvelle géographie des accumulations graveleuses ; les extracteurs ne s'y sont d'ailleurs pas trompés, puisque la plupart des zones de prélèvement dans le lit majeur de l'Arve sont situées au débouché des tronçons endigués.
# 3) LA DRAMATIQUE TRANSFORMATION CONTEMPORAINE DE LA DYNAMIQUE FLUVIALE.

## 3.1: Les manifestations géomorphologiques d'un changement de la dynamique fluviale.

Un **chenal naturel** en équilibre dynamique s'établit sur la base de la combinaison d'éléments morphologiques, acquis pour un débit et une charge donnés (Hickin, 1983) ; il dispose d'au moins huit degrés de liberté pour changer : la largeur, la profondeur, la granulométrie des sédiments, le volume des transports solides, la vitesse de l'écoulement, la pente, la rugosité du fond et le tracé en plan. Dans un **chenal artificiel**, un certain nombre de degrés de liberté sont suprimés ou restreints : ainsi, le tracé en plan de l'Arve dans les sections endiguées, la largeur maximale de son lit sont des paramètres géomorphologiques fixés une fois pour toutes au moment des travaux. Néanmoins, il subsiste de nombreuses possibilités de réponse par réaction : chaque pertubation des flux hydriques ou de la charge alluviale va provoquer l'adaptation du chenal et la recherche d'un nouvel équilibre, résultant du jeu des paramètres.

La transformation de la dynamique fluviale sous l'effet d'un accroissement de la pression anthropique s'est produite sur pratiquement la totalité du cours de l'Arve dans sa plaine alluviale, aussi bien dans des sections de la rivière peu perturbées par les travaux d'endiguement que dans les tronçons corrigés. Les premiers signes d'un changement géomorphologique sont probablement apparus au début de la décennie 1950. Celui-ci s'est manifesté par une modification de la géométrie du lit et du style fluvial de l'Arve, dans les sections non endiguées du bassin de Sallanches, de Cluses et de Contamine sur Arve, mais aussi dans les sections étroitement chenalisées par l'endiguement du 19ème siècle, comme par exemple dans la section endiguée de Bonneville. On examinera successivement quels ont été les impacts des perturbations anthropiques sur la dynamique fluviale sur ces deux types de sections.

### 3.1.1 : L'évolution des sections non-endiguées.

L'analyse des sections non-endiguées de la plaine alluviale va mettre en évidence l'ampleur des modifications géomorphologiques intervenues en quelques décennies. De tels changements ne sont pas un phénomène unique au cours de l'Holocène, comme on a pu le démontrer dans le premier chapitre de cette étude ; par contre, leur originalité est due à leur extrême rapidité, ce qui traduit le rôle considérable qu'a aujourd'hui l'homme sur la dynamique du milieu naturel. Le caractère particulièrement spectaculaire des changements touchant le système fluvial a pour origine sa grande faculté à répondre à toute stimulation d'origine naturelle ou anthropique. La rapidité et l'ampleur de la réponse sont renforcées dans les systèmes fluviaux de montagne, où la vigueur des pentes, l'abondance des écoulements engendrent des cours d'eau énergiques et une dynamique fluviale extrêmement active. On analysera les changements géomorphologiques affectant le lit de l'Arve dans les trois grandes sections n'ayant jamais été endiguées de manière continue : le bassin de Sallanches en aval du confluent du Bon-Nant ; le bassin de Cluses jusqu'au confluent du Giffre ; le bassin de Contamine sur Arve entre Bonneville et le pont de Bellecombe.

#### a) Méthodologie.

C'est le suivi des paramètres géomorphologiques du chenal qui permet de caractériser les changements de dynamique de la rivière :
1) les profils de la ligne d'eau ont été levés régulièrement à la suite des premières manifestations d'un changement de dynamique. On les a recensés dans diverses études réalisées pour le compte des Administrations responsables de la gestion du cours d'eau et compilés à des fins de comparaison. Le profil en long de référence est celui de 1912-13, établi sur l'ensemble du cours de l'Arve et de ses principaux affluents par le Service des Grandes Forces Hydrauliques. Des suivis partiels de l'évolution du profil en long de la rivière ont été effectués à diverses reprises à partir de 1962, d'une manière générale lors de l'étiage de la rivière ; le dernier en date a été dressé en 1982 entre le confluent du Giffre et le pont de Bellecombe ;

2) l'évolution du style fluvial est décrite par l'analyse des modifications affectant le tracé en plan de la rivière. La fréquence des prises de vue aériennes de l'Institut Géographique National permet une analyse fine des changements. Ils seront présentés sur une série de croquis diachroniques, décrivant l'état de la rivière à des dates fixées ;

3) les paramètres de la géométrie du lit (largeur, profondeur, sections d'écoulement, ratio largeur/profondeur...) n'ont semble-t'il jamais été suivis sur l'Arve. Un seul état est connu par une série de profils en travers, celui de 1982, alors que les plus forts changements s'étaient déjà produits. C'est pour cette raison que son intérêt demeure limité.

b) La chute générale de la ligne d'eau dans la plaine alluviale.

La manifestation la plus spectaculaire du changement est la chute générale de la ligne d'eau de la rivière dans les différentes sections non aménagées de la plaine alluviale.

<figure><img src="image_86.png" /></figure>

**Figure 3.5** : Incision du chenal de l'Arve dans le bassin de Sallanches entre 1912 et 1972 (d'après les données du Service des Grandes Forces Hydrauliques, 1912 et de Sogreah, 1973).
1) C'est dans le bassin de Sallanches que la chute de la ligne d'eau atteignait le plus rapidement des valeurs record, puisqu'elle dépassait 8 mètres en 1972 (Figure 3.5). Elle approcherait actuellement 12 mètres (B. Lefèvre, Sogreah ; communication personnelle). Cette incision caractérisait un changement radical de dynamique fluviale par rapport à la période précédent la seconde guerre mondiale, puisqu'avant 1945, "il semble que le lit ait été sensiblement stable, et même qu'il ait été nécessaire d'encourager les extracteurs pour absorber les excédents d'apport de matériaux de l'Arve qui auraient eu tendance à exhausser le lit" (Sogreah, 1973, p. 3). Ajoutons immédiatement que c'est le développement extraordinairement rapide des extractions de gravier dans le lit mineur, dès le début de la décennie 1950, qui est le principal responsable de la profonde chute de la ligne d'eau de l'Arve dans le bassin de Sallanches, comme d'ailleurs sur toutes les sections de sa plaine alluviale. En aval du confluent du Bon-Nant, les premières conséquences des extractions sur la stabilité du lit sont apparues vers les années 1955-56 et n'ont cessé de s'amplifier depuis cette date.

Cette dramatique incision s'est également manifestée avec une intensité moindre dans la partie inférieure de la plaine de Sallanches, à l'aval de l'étranglement causé par les cônes de déjection des torrents de la Sallanches et de Reninges. Jusqu'en 1962, cette section demeurait peu perturbée par les interventions anthropiques de toutes natures. A la suite de la chenalisation du lit, de la construction du bassin de sédimentation de Reninges immédiatement en amont de son confluent avec l'Arve et des extractions de gravier, l'abaissement du lit dépassait en moyenne deux mètres entre 1962 et 1972.

Entre ces deux sections, le tronçon endigué par les Sardes au cours du 19ème siècle demeurait sensiblement stable. Si dans un premier temps, les digues ont favorisé une adaptation du profil en long à la nouvelle géométrie du lit et en particulier une modification des pentes d'équilibre, par la suite, elles ont permis une fixation définitive du lit. L'hypothèse d'un renforcement du pavage du lit, engendré par la concentration progressive de blocs de granulométrie dépassant la compétence de l'écoulement ne peut être écartée. Celui-ci se serait mis en place lors des réajustements de la pente, consécutifs à l'endiguement sarde et en particulier au processus de basculement du lit endigué. Ce pavage d'incision diffère du simple pavage hydraulique, appelé aussi armurage, traduction du terme "armouring" employé par les auteurs anglo-saxons. Une synthèse bibliographique sur la question a été récemment effectuée par Malavoi (1986):

- le pavage hydraulique ou armurage est acquis à la décru par ségrégation superficielle des particules graveleuses. D'après Bray et Church (1980), le terme doit être restreint au cas où la population grossière de la couche de surface est approximativement identique à celle de la sub-surface, mais débarrassée des fines. Sa présence signifierait que la rivière a connu une période plus ou moins longue de débit inférieur au seuil d'entraînement des éléments grossiers, mais supérieur au débit critique de mise en mouvement des particules fines (Malavoi, op. cit.);

- les études granulométriques effectuées à l'aval des ouvrages hydro-électriques ont montré que l'incision du chenal, résultant du blocage de la charge graveleuse dans le réservoir, provoquait une augmentation progressive de la taille de la médiane des matériaux de surface. Sur 20 sites d'échantillonnage, établis sur 7 cours d'eau anglais incisés, Hey et Thorne (1983) montrent que la médiane de la couche de surface est 1,5 à 3 fois supérieure à celle de la sub-surface. Les processus de transport sélectif des sédiments et l'absence d'un renouvellement du stock graveux du chenal sont responsables de la naissance de ce pavage d'incision. Il minimise la profondeur d'enfoncement du chenal, par augmentation progressive de la rugosité du lit et diminution de la fréquence de mise en mouvement des galets composant le lit (Richards, 1982, p. 245).

Dans la section corrigée, la confluence du torrent des Ruttets, drainant une partie du versant Sud de la chaîne des Fiz, n'est peut-être pas indépendante de la bonne résistance du chenal à l'enfoncement : lors des laves torrentielles, l'injection dans la rivière de blocs de forte taille
dépassant la compétence de l'écoulement, peut avoir contribué à la stabilisation du lit, on observera que l'incision est minimale au droit de son cône de déjection.

Le suivi de la ligne d'eau n'est pas la seule méthode qui permette de mettre en évidence la chute de la ligne d'eau : Pieri (1983) démontre l'incision récente de la Durance par un suivi de l'abaissement de la nappe d'accompagnement de la rivière. Sur l'Arve, une telle étude n'a pas été possible, aucun piézomètre n'était implanté depuis suffisamment de temps en bordure de cours d'eau. Cependant, le suivi physico-chimique de l'eau d'un pompage implanté dans la plaine alluviale de l'Arve à Domancy, en amont de la ville de Sallanches, a permis d'enregistrer le changement entre 1960 et 1984, la résistivité a fortement décru et les teneurs en sulfates ont subi une évolution inverse (Figure 3.6). L'explication de ce changement réside probablement dans la part respective que prennent les apports de l'Arve et des écoulements fortement minéralisés des versants dans l'alimentation du pompage : l'incision aurait provoqué une chute des apports phréatiques de la rivière, au détriment de la qualité des eaux pompées à Domancy.

<figure><img src="image_87.png" /></figure>

**Figure 3.6 :** Evolution de la physico-chimie des eaux du pompage de Domancy (bassin de Sallanches), entre 1960 et 1985, en relation avec le processus d'incision de l'Arve (Source : D.D.A. 74).

2) Dans le bassin de Cluses, la chute de la ligne d'eau a été tout aussi dramatique (Peiry, 1987a). La compilation des multiples profils en long levés sur cette section entre 1962 et 1981 et leur comparaison avec les profils de 1856 et 1912 décrit en détail l'incision (voir Figure 2.13). La tendance à la lente aggradation qui prévalait à la fin du 19ème siècle et peut-être pendant la première moitié du 20ème siècle s'est inversée dès 1950. L'incision a été brutale et de grande ampleur, puisqu'en 1981, elle était comprise entre un minimum de 3 mètres au confluent du Giffre et un maximum de 10 mètres à l'aval de Cluses, au droit du pont de la Sardagne. En ce point, l'érosion était partiellement stoppée par un seuil protégeant le pont et limitée à un maximum de 2,50 mètres.
Pendant la même période, la pente moyenne de la rivière diminuait de 0,0028 en 1912 à 0,0018 en 1981. Dans le détail, deux sections peuvent être distinguées : 1) en amont du pont d'Anterne, sur une distance de 1,5 kilomètre, la pente est raide, en moyenne 0,0031, localement 0,0050 ; c'est actuellement une zone où les processus d'érosion régressive sont très actifs ; 2) sur la plus grande partie du cours amont, la pente est beaucoup plus faible, en moyenne 0,0013 et même parfois inférieure à 0,0010. Cette tendance à la réduction de la pente du chenal résulte de l'ajustement des paramètres décrivant la géométrie du chenal, en réponse aux changements conjoints de l'hydrologie et de la fourniture sédimentaire ; on décrira plus loin ces processus induits par l'homme.

La tendance à la réduction de la pente du chenal est renforcée par la présence de l'épaisse formation sédimentaire fine, enfouie sous la couverture graveleuse holocène. Le sommet du remblaiement fin est généralement tourbeux. Si, dans un premier temps, cette tourbe a opposé une bonne résistance à l'incision du fait de sa forte cohésion, la vitesse de l'abaissement du lit s'est accélérée, dès que les couches sablo-limoneuses sous-jacentes ont été atteintes (Sogreah, 1981). La pente d'équilibre du lit étant partiellement dépendante du calibre des sédiments, une grande partie de l'incision a été acquise du fait de la nécessité pour le cours d'eau d'adapter sa pente à un chenal à fond limoneux (voir Figure 1.22).

3) L'incision s'est également produite dans la **plaine alluviale de Contamine sur Arve** ; cependant, elle n'a jamais atteint la forte profondeur de celle des sections situées en amont : elle ne dépasse jamais un maximum de 4 mètres, même à proximité de Bonneville (Figure 3.7). L'abaissement du lit se réduit régulièrement de l'amont vers l'aval, à partir de la confluence avec le Foron de la Roche. Elle est nulle au pont de Bellecombe, point où la rivière s'encaisse dans les terrasses de retrait glaciaire de la basse vallée de l'Arve.

<figure><img src="image_88.png" /></figure>

**Figure 3.7** : Incision du chenal dans le bassin de Contamine sur Arve, entre les pont de Bonneville et de Bellecombe (d'après les données du Service des Grandes Forces Hydrauliques, 1912 et de Sogreah, 1983).
La comparaison des pentes moyennes actuelles avec celles de 1912 montre une tendance globale à leur affaiblissement. Dans le détail, plusieurs sections ayant des comportements différents peuvent être individualisées : 1) entre le pont de Bonneville et le confluent du Borne s'opposent un court tronçon amont, dont la pente excède 0,0045 et un tronçon aval dont la pente à l'étiage ne dépasse guère 0,0010 sur 800 mètres environ ; 2) entre les confluents du Borne et du Foron de la Roche, la pente moyenne de 0,0020 est légèrement plus forte que celle de 1912 qui était de 0,0018 ; 3) entre les confluents du Foron et du Sion la pente du lit est actuellement 0,00135, contre 0,0020 en 1912 ; 4) entre le Sion et le pont de Bellecombe, la pente est d'abord sensiblement la même que dans la section supérieure ; elle est ensuite approximativement identique à celle de 1912, soit en moyenne 0,0018, le lit n'ayant que peu été affecté par le processus d'incision : il est probable que le seuil molassique du pont de Bellecombe a minimisé l'abaissement du lit dans cette section, par contrôle aval.

4) L'évolution de la ligne d'eau de l'Arve **dans les sections encaissées** de son cours n'a pas été aussi dramatique que dans les bassins alluviaux intra-montagnards :

- dans la cluse de l'Arve, le profil en long, contrôlé par la présence de nombreux cônes de déjection au milieu desquels serpente la rivière, n'a subi que des abaissements locaux modérés, n'excédant que rarement un mètre, sauf en amont de Cluses, où la destruction du seuil de l'usine Carpano a provoqué des abaissements de l'ordre de deux mètres. D'après Blanchard (1940, p. 96) ce seuil artificiel était responsable de l'exhaussement du lit en amont de la ville accentuant le caractère marécageux de la partie aval de la cluse de l'Arve ;

- dans la section du cours d'eau entaillée dans les terrasses de la basse vallée de l'Arve, les nombreux affleurements molassiques ont empêché toute incision profonde du chenal ; cependant, on ne peut exclure des phénomènes locaux d'abaissement du lit. Dans les méandres de vallée de l'Arve suisse, l'abaissement du lit, s'il s'est produit, est demeuré modeste pour des raisons identiques :

- la plaine ovoïde d'Étrembières, positionnée entre les deux sections précédentes a subi une incision plus forte, puisqu'elle dépasse par endroit deux mètres (Peiry, 1984). Elle est cependant modeste en regard des volumes de gravier considérables qui ont été extraits dans le lit. La fourniture graveuse non négligeable de la Menoge, l'injection dans le chenal de blocs erratiques issus des terrasses, par l'intermédiaire de glissements de terrain qui dominent le chenal, l'émergence probable de bancs fossiles de granulométrie très grossière et témoins de conditions d'écoulement anciennes plus énergiques qu'aujourd'hui ont limité la profondeur de l'incision ;

- sur le cône de déjection de l'Arve à Genève, une incision moyenne dépassant 2 mètres s'est produite entre 1898 et le milieu de la décennie 1960, nécessitant la construction de seuils en travers du lit, afin de limiter l'abaissement de la ligne d'eau.

### c) L'évolution du tracé en plan.

L'incision du lit de l'Arve s'est accompagnée d'une modification des sections d'écoulement et du style fluvial de la rivière. L'absence de profils en travers établis à différentes dates ne permet pas de suivre le processus de chenalisation ; cependant le suivi de l'évolution du modèle du chenal pallie le manque de transects : jusqu'au début des années 1950, toutes les sections non-endiguées présentaient un style tressé, les chenaux instables divagant entre des bancs de galets très mobiles et remaniés lors de chaque hausse du débit. Dès les premières extractions massives dans le chenal et en quelques années, la rivière a perdu ses caractéristiques de cours d'eau tressé :

1) La figure 3.8 présente quelques sections d'écoulement de l'Arve dans le bassin de Contamine sur Arve, caractéristiques de la géométrie actuelle du chenal, dans les sections non endiguées : elles
<figure><img src="image_89.png" /></figure>

**Figure 3.8** : Sections d'écoulement actuelles dans la plaine alluviale de Contamine sur Arve : la rivière qui tressait avant 1950 s'écoule aujourd'hui dans un chenal unique, étroit et profond (Source : Sogreah, 1983).
<figure><img src="image_90.png" /></figure>
sont étroites et profondes ; elles donnent toute la mesure des changements intervenus depuis 1950, les chenaux typiques des cours d'eau tressés étant larges et plats. Le phénomène s'est produit avec plus de force dans les bassins de Sallanches et de Cluses, où l'incision est beaucoup plus profonde ;

2) les bras multiples ont disparu au profit d'un chenal unique, les écoulements se concentrant progressivement avec le développement de l'incision, comme le montre la série diachronique de cartes de la plaine alluviale de Contamine sur Arve (Figure 3.9). Dans le bassin de Cluses, le changement est également très spectaculaire : la bande active d'une largeur moyenne de 300 mètres, localement 500 mètres en 1936, s'est rapidement rétrécie : en 1970, elle n'était plus que de 120 mètres et était réduite à 50 mètres en 1984. Incision et chenalisation se sont produites de manière auto-accélérée : la contraction des écoulements, les fortes pentes locales engendrée par le processus d'incision ont augmenté progressivement les vitesses du flot et la puissance du cours d'eau ("stream power") à l'interface eau-chenal. La recherche d'un nouvel équilibre s'est traduite par la réduction de la pente moyenne du chenal. Il est probable que dans certaines sections du cours d'eau, l'incision ait découvert d'anciens bancs de galet de forte granulométrie, mis en place lors de périodes d'écoulements plus énergiques ; ce pavage d'incision a probablement réduit les vitesses d'écoulement et limité l'incision en augmentant la rugosité du chenal.

### 3.1.2 : L'évolution de la section endiguée en amont de Bonneville.

En 1950, soit plus d'un siècle après les travaux d'endiguement, on peut supposer que la section endiguée de l'Arve en amont de Bonneville était à nouveau en état d'équilibre dynamique. On va voir maintenant qu'à partir de cette date, elle a subi d'importantes modifications géomorphologiques ; si elles sont moins spectaculaires que dans les sections non endiguées, elles sont cependant indicatrices d'importantes perturbations anthropiques de la dynamique fluviale. La section étudiée a fait l'objet d'un endiguement pratiquement rectiligne sur près de 5 kilomètres ; c'est pour cette raison qu'elle a été choisie, le tracé de l'endiguement ne contrôlant que fort peu les processus géomorphologiques. L'analyse des changements contemporains résulte essentiellement d'un suivi détaillé de l'évolution amont-aval des seuils et des bancs de galets, permettant de mettre en évidence leur modèle de migration sur les cinquante dernières années. Des informations complémentaires ont également été compilées sur la géométrie de la section d'écoulement, les pentes et l'évolution de la ligne d'eau.

#### a) Méthodologie de l'étude.

L'analyse de la dynamique de migration des bancs de galet est fondée sur l'étude des photographies aériennes de l'Institut Géographique National, dont 11 missions ont été consultées (1936 ; 1956 ; 1961 ; 1968 ; 1970 ; 1974 ; 1976 ; 1978 ; 1981 ; 1984 ; 1985). Malgré d'actives recherches, aucun document fiable présentant l'état du lit à une date antérieure à 1936 n'a pu être retrouvé. L'échelle des photographies aériennes n'est qu'approximative ; or, la détermination de la position des bancs et la quantification de leur taux de migration nécessitaient que l'on utilise des documents à une échelle unique et parfaitement connue. La première étape de l'étude a donc consisté à redessiner les états successifs du chenal, sur un fond de carte commun à l'échelle du 1/20 000. On a pris soin de positionner les bancs à partir d'observations effectuées sur la partie centrale des vues aériennes, afin de réduire les risques d'erreur résultant de la déformation angulaire.

Les mesures ont été effectuées directement sur les cartes au 1/20 000. On peut estimer la précision de la mesure à ± 20 mètres. On a déterminé la position des seuils et du milieu des bancs par rapport à un point de référence connu, le pont SNCF de Bonneville : cela pose le problème
du niveau de la rivière au moment où les photographies ont été prises et du degré de submersion des formes du chenal. En fait, les vues aériennes permettent de distinguer l'ensemble des bancs, même partiellement immergés et ce sont les formes exondées pour un niveau probablement voisin de l'étiage qui ont été représentées sur les cartes. La position des seuils a été définie par rapport à l'axe du chenal endigué. Les bancs ont été numérotés pour chacune des époques ; la fréquence du suivi garantit qu'un numéro identique s'applique bien à la même forme fluviale repérée à des dates successives. Le degré de végétalisation des bancs a été évalué, afin de rechercher son influence sur les taux de migration des formes fluviales. Trois classes ont été déterminées : les bancs non végétalisés, semi-végétalisés, végétalisés.

Les mesures sur cartes ont permis d'acquérir un nombre important de données numériques qui ont fait l'objet de différents traitements statistiques graphiques : 1) la distribution de la distance entre seuils a été étudiée ; 2) on a pu déterminer l'évolution du taux de migration des seuils sur l'ensemble de la période étudiée ; 3) l'effet de la végétalisation sur la migration des formes fluviales a pu être mis en évidence. En outre, l'étude diachronique de la section corrigée a permis de déterminer le modèle de formation et de disparition des formes fluviales aux extrémités du tronçon endiguée.

### b) Les formes fluviales et les processus de façonnement du chenal endigué de Bonneville.

Les unités les plus fondamentales de la morphologie des rivières à lit graveleux sont des formes en "langue allongée" de grande dimension, chacune comprenant une mouille à laquelle est associé à un lobe de dépôt (Lewin, 1978). La mouille est une surface topographiquement basse du lit, produite par un curage du chenal en phase de crue ; elle est partiellement remblayée par des matériaux fins à la décrue et en basses eaux. Au contraire, le seuil qui lui succède, est une surface topographiquement haute, produite par une accumulation lobée de charge de fond (Keller, 1971). Dès 1941, Pardé mettait en évidence la déformation verticale des lits graveleux, en relation avec la présence des successions seuil-mouille ; Richards (1976) confirme les observations de Pardé par le traitement statistique de nombreuses mesures de la topographie du lit ; il définit les seuils et mouilles comme étant, respectivement, les résidus positifs et négatifs d'une régression ajustée au profil du lit.

Les seuils et les bancs sont d'importants éléments de résistance hydraulique du chenal. Comme l'a montré Thompson (1986), la tête du banc, aux sédiments grossiers, constitue la partie émergée de chaque lobe de dépôt ; la queue du banc est composée de matériaux moins grossiers, adjacents à la mouille qui est positionnée sur la rive opposée. La tête et la queue de banc appartiennent donc à deux unités géomorphologiques fondamentales différentes ; elles se combinent pour donner naissance à une forme unique (Figure 3.10 A). Cette interprétation diffère de celle de Bluck (1971), pour lequel la tête et la queue de banc sont respectivement les parties proximales et distales d'une unité de dépôt unique. Néanmoins, l'interprétation de Thompson est préférable à celle de Bluck, parce que plus compatible avec le modèle des courants de circulation secondaires et des transports solides dans les chenaux alluviaux ; celui-ci est représenté sur la figure 3.10 B.

Les courants secondaires sont des cellules ou vortex hélicoïdaux superposés à l'écoulement général vers l'aval ; ils sont principalement causés par la forme du chenal et la turbulence de l'écoulement au contact des rugosités du fond et des berges. Ils sont pleinement actifs pour des débits supérieurs ou égaux au débit de débordement et soumis à de périodiques phénomènes d'asymétrie, donnant un tracé sinueux au talweg : dans les mouilles les courants plongeant vers le fond sont convergents et provoquent son érosion et approfondissement ; ils divergent sur les seuils, perdant ainsi une partie de leur énergie. D'après la plupart des observations effectuées en laboratoire sur les écoulements dans des chenaux rectilignes, composés de matériaux dépourvus de cohésion, les formes de dépôt lobées apparaissent immédiatement à l'aval de chaque mouille
<figure><img src="image_91.png" /><figcaption>**Figure 3.10** : Les formes du lit des rivières graveleuses : A) les unités géomorphologiques du chenal ; B) modèle des courants de circulation secondaire (Source : Thompson, 1986).</figcaption></figure>
<figure><img src="image_92.png" /></figure>

<figure><img src="image_93.png" /></figure>

<figure><img src="image_94.png" /></figure>

<figure><img src="image_95.png" /></figure>

<figure><img src="image_96.png" /><figcaption>Figure 3.11 : Série de cartes d'achroniques présentant l'évolution amont-aval des formes du lit entre 1936 et 1985 (d'après les photographies aériennes de 111.G.N.).</figcaption></figure>
alternée, provoquant le dépôt des sédiments érodés dans la mouille précédente; ainsi, le lit de la rivière est transformé en une succession d'unités mouille-seuil imbriquées, le talweg se déplaçant alternativement d'une rive à l'autre. Des expérimentations de terrain effectuées sur la Skirden Beck, petit cours d'eau graveleux à méandres du Nord-Ouest de l'Angleterre ont confirmé la validité du modèle théorique (Thompson, 1986).

La figure 3.11 montre quatre états du chenal endigué de Bonneville, à différentes dates régulièrement réparties sur la période d'étude. Seules les formes fluviales visibles sur les photographies aériennes ont été représentées. On observe la présence d'une succession de seuils et de bancs latéraux alternes, assez régulièrement espacés. Les mouilles, non visibles sur les photographies aériennes n'ont pas été cartographiées. Les bancs sont rattachés à la berge uniquement par leur extrémité amont (voir Figure 3.10 A). Cette zone d'attache ponctuelle du banc à la berge facilite la migration de la forme fluviale vers l'aval, lors des crues (Church et Jones, 1982). A l'étiage, un petit chenal mis en eau par l'aval sépare la partie distale du banc de la berge ; il est émergé dans la zone où le banc est attaché à la berge. Sur des formes matures, il peut séparer complètement le banc latéral de la berge. Il s'agit d'un chenal de crue, dans lequel circulent d'énergiques écoulements, favorisés par une accentuation locale de la pente résultant du court-circuitage de la sinuosité ; elle engendre une **chute** (de la terminologie anglo-saxonne "chute channel") ou **rapide**.

<figure><img src="image_97.png" /><figcaption>**Figure 3.12** : Distribution de l'espacement entre deux seuils successifs dans la section endiguée de Bonneville.</figcaption></figure>

L'espacement moyen entre les seuils est de 472 mètres. La largeur moyenne du chenal étant d'environ 90 mètres, il est conforme à l'espacement théorique mis en évidence par Leopold et al. (1964) qui est de 5 à 7 fois la largeur du chenal de débordement. Celui-ci serait relatif à la fréquence des variations de vitesse qui dépend de la dimension du chenal. L'espacement entre seuils a été étudié de manière plus détaillée par une analyse de la distribution des 97 mesures dont l'on disposait. Il apparaît que cette distribution est bimodale (Figure 3.12) : 61 % de l'effectif appartiennent à l'intervalle [370-560[ mètres, mais avec deux pics respectivement de 23 et 27 % pour les classes [370-420[ mètres et [480-560[ mètres.
<figure><img src="image_98.png" /></figure>

**Figure 3.13** : Modèle d'évolution amont-aval des seuils et des bancs de la section endiguée de Bonneville entre 1936 et 1984.
c) La dynamique de la migration amont-aval des bancs entre 1936 et 1984.

L'analyse diachronique de la section endiguée en amont de Bonneville montre que si le tracé en plan de la rivière est définitivement fixé par les digues, il n'en est pas de même des formes du lit: globalement sur la période d'étude, il y a migration vers l'aval en période de crue, de la triple association mouille-seuil-banc, par un processus d'érosion et d'exportation des matériaux graveleux dans les zones de convergence du courant (les mouilles) et de dépôt dans les zones de divergence du courant (les seuils). On verra que le phénomène, lorsqu'il est perturbé par des interventions anthropiques peut être beaucoup plus complexe.

La figure 3.13 synthétise l'ensemble des mesures effectuées sur la section endiguée de l'Arve en amont de Bonneville. Elle met en évidence la position des seuils et des milieux de banc, ainsi que leur évolution sur toute la période d'étude. On a distingué les bancs de rive gauche et de rive droite ; on a également indiqué le degré de végétalisation de chaque banc. Comme le montrait l'analyse diachronique, on observe globalement une tendance à la migration vers l'aval des seuils et bancs dans la section chenalisée. La rapidité de leur migration est évidemment fonction de l'hydraulicité de la rivière, de laquelle dépend la fréquence de mise en mouvement de la charge graveleuse la plus grossière qui compose les seuils et les têtes de banc. Elle est également fonction du degré de stabilité du lit : en accord avec le concept de seuil géomorphologique (Schumm, 1973), toute déstabilisation à la suite d'un changement d'origine anthropique ou naturelle, que ce dernier soit intrinsèque ou extrinsèque au système fluvial, se manifeste par une réponse complexe de la géomorphologie, résultant d'ajustements successifs de la dynamique fluviale, jusqu'à ce qu'un nouvel équilibre soit atteint. L'analyse détaillée de l'évolution de la migration amont-aval des seuils va permettre de donner un aperçu des ajustements complexes de la dynamique fluviale dans la section endiguée de Bonneville, à la suite de la récente déstabilisation du lit de l'Arve.

La figure 3.14 A met en évidence le modèle de la migration amont-aval de tous les seuils entre 1936 et 1984. Il apparaît globalement que la vitesse de migration de la triple association mouille-seuil-banc a subi trois phases de modification en 50 ans : 1) le taux de migration moyen des bancs était de 34 mètres entre 1936 et 1956 ; dès cette date, il a fortement augmente pour atteindre un maximum moyen de 43 mètres par an, et même 84 mètres par an pour l'un des seuils, sur la période 1962-68 ; 2) par la suite, le taux de migration des seuils a rapidement décru, puis s'est stabilisé jusqu'en 1980, en dépit d'une nette accélération en 1977-78 probablement indicatrice d'une forte variabilité interannuelle des taux de migration ; 3) depuis 1980, on observe une recrudescence de l'activité morphodynamique à l'intérieur de la section endiguée qui se traduit par une forte augmentation des taux de migration des seuils. Le fort taux moyen de migration enregistré est la conséquence d'une rapide évolution de deux nouvelles successions mouilles-seuil-banc à l'amont de la section endiguée et de la remise en mouvement de bancs jusqu'alors stables, dans la partie aval de la zone d'étude.

L'analyse individuelle des taux de migration des 6 seuils suivis sur toute la période d'étude (leur position est indiquée sur la figure 3.13) confirme la validité du modèle général (Figure 3.14 B). Cependant, il existe souvent d'importantes différences de comportement entre deux seuils successifs ce qui indique que chaque séquence seuil-mouille-banc dispose d'une certaine liberté d'évolution, l'une par rapport à l'autre. Deux facteurs susceptibles d'expliquer cette relative indépendance ont pu être individualisés : il s'agit de l'abaissement du profil en long et de la stabilisation de certains bancs consécutive à cette incision :

1) la figure 3.15 met en évidence l'évolution de la ligne d'eau de la rivière dans la section endiguée, entre 1913 et 1982. Elle est caractérisée par une incision générale du lit presque uniforme, variant de 2,40 mètres à l'amont à 2,00 mètres à l'aval (Sogreah, 1983). Comme sur l'ensemble du cours de l'Arve, c'est probablement pendant la décennie 1950 qu'elle a débuté, mais elle est restée modérée par rapport à l'abaissement observé dans les sections non endiguées de la
<figure><img src="image_99.png" /></figure>

**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).
plaine alluviale. Les valeurs relativement modérées de l'incision s'expliquent probablement par le fait que la pente avait déjà subi un premier ajustement, consécutif à la contraction des écoulements par les digues construites au 19ème siècle et au recoupement des sinuosités. Le régime de la rivière n'ayant pas subi de changement majeur dans ce tronçon de rivière, c'est la modification de la dynamique des transports solides graveleux qui est responsable de l'incision : elle résulte d'un double processus de réduction des apports injectés dans la section endiguée, par piégeage amont et d'un abaissement du niveau de base à l'aval du tronçon étudié. L'abaissement aval progressif a crée une succession de zones de rupture de stabilité du lit, caractérisées par un raidissement local de la pente ; ce sont des **points d'entaille** (traduction de la terminologie anglo-saxone nickpoint) qui reculent par érosion régressive.

<figure><img src="image_100.png" /><figcaption>**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).</figcaption></figure>

L'observation individuelle des taux de migration des seuils met en évidence les processus d'érosion régressive dans le chenal endigué (voir Figures 3.13 et 3.14 B). C'est pendant la période 1956-61 que le phénomène apparaît le plus nettement. Les formes du chenal suivent une triple évolution, de l'amont vers l'aval : 1) sur le premier kilomètre amont du chenal corrigé, la migration des seuils est modérée ; elle est en moyenne de 30 mètres par an, ce qui est conforme au taux moyen de migration des seuils entre 1936 et 1956 ; 2) les bancs et seuils situés à l'aval de ce premier tronçon suivent une évolution à contre-sens et régressent. Le phénomène est probablement indicateur de l'existence d'un processus d'érosion régressive : les seuils sont déstabilisés par la rupture de pente associée au point d'entaille et érodés ; les bancs qui leurs sont associés les suivent dans leur retrait ; 3) à l'aval, d'importants réajustements géomorphologiques se produisent après le passage du point d'entaille ; ils se traduisent par une forte accélération de la vitesse de transit des seuils et des bancs.

2) L'abaissement du lit a eu pour impact la stabilisation de certains bancs très élevés au dessus de l'étiage et leur végétalisation. Après l'abaissement du lit consécutif au passage de la vague d'érosion régressive de la période 1956-61 et les réajustements géomorphologiques qui en sont résultés, le processus de fixation des formes fluviales s'est accru au cours du temps (Figure 3.16). Cette stabilisation n'est cependant pas irréversible : depuis 1980, la tendance s'inverse ; des érosions actives par sapement de berge ont été observées sur la partie amont des bancs directement exposée aux attaques des courants de crue. A terme, elles rendent leur mobilité aux
formes fluviales stabilisées, par destruction complète des bancs perchés.

<figure><img src="image_101.png" /></figure>

**Figure 3.16 :** Evolution du degré de végétalisation des formes fluviales dans la section endiguée de Bonneville entre 1936 et 1984.

Comme le montre la similitude de modèle entre la végétalisation progressive d'un nombre croissant de bancs et la diminution du taux de migration des seuils jusqu'en 1980 (voir Figure 3.14 A et 3.16), les formes fluviales déconnectées du lit par l'incision ont continué d'influer sur la dynamique du chenal : elles ont exercé un contrôle aval du taux de migration des formes du lit. La figure 3.13 montre clairement que les seuils et bancs dominant une unité stable connaissent un net ralentissement de leur transit vers l'aval. Le rôle du banc le plus aval de la section étudiée, qui est demeuré relativement stable depuis 1961, est à ce propos significatif : il a provoqué la réduction progressive de l'espacement entre seuils et même un blocage de leur migration entre 1976 et 1980. Entre 1961 et 1968, la réduction excessive de l'espacement entre seuils a engendré la disparition de deux successions mouille-seuil-banc, les unités amont rattrapant les unités aval, dont la migration était bloquée par un banc fixe.

### d) La génèse et disparition des successions mouille-seuil-banc dans le chenal endigué de Bonneville.

La figure 3.13 montre que l'évolution de la section endiguée de Bonneville après 1961 s'est produite entre deux formes fluviales végétalisées, caractérisées par leur grande fixité. La mobilité des autres formes fluviales à l'intérieur du tronçon corrigé s'est traduite par l'apparition de nouvelles successions mouille-seuil-banc à son extrémité amont et par la disparition d'autres successions à son extrémité aval. On présentera dans ce paragraphe le modèle de multiplication des formes fondamentales graveleuses lobées et des unités géomorphologiques qui leur sont associées.

La naissance de nouvelles successions mouille-seuil-banc a été observée à deux reprises entre 1936 et 1984 dans la partie amont du tronçon endigué. Chacune d'entre-elles s'est produite selon une succession d'étapes déterminées, mises en évidence sur la figure 3.17 et qui résultent d'un processus de multiplication des "langues graveleuses". On a représenté sur un même croquis, les
<figure><img src="image_102.png" /><figcaption>**Figure 3.17** : Modèle de multiplication des formes du lit en amont de la section endiguée (voir texte pour explication).</figcaption></figure>
formes fluviales telles qu'elles ont été observées sur les photographies aériennes, auxquelles on a
superposé notre interprétation de la dynamique des formes fondamentales lobées :

1) Les associations mouilles-seuil-banc migrent régulièrement vers l'aval. L'espacement moyen entre seuils, conformément à la théorie, est de 5 à 7 fois la largeur du lit ;

2) L'un des seuils subit une fixation qui favorise un fort ralentissement, voire l'arrêt de sa progression vers l'aval et la végétalisation du banc qui lui est associé. Celui-ci continue néanmoins de se construire par accroissement aval. La forme lobée amont s'étire progressivement, résultat de la migration différentielle des deux seuils consécutifs. A l'aval, les autres successions mouille-seuil-banc continuent leur transit.

3) L'étape suivante du changement consiste en la séparation du banc fixé végétalisé et de son accroissement aval. Ce processus traduit la poursuite de l'allongement de la forme fondamentale lobée. Sur la Skirden Beck, Thompson (1986) a observé que l'accroissement du taux de sinuosité d'un méandre provoquait l'allongement de l'une des formes lobées ; il s'en suivait le dédoublement de la mouille et sa séparation par une accumulation graveleuse. Il est probable qu'un processus identique se produit sur l'Arve, à la suite de l'allongement de la distance entre deux seuils successifs. Le dédoublement de la mouille provoque la séparation du banc végétalisé fixe et de son accroissement graveleux aval, celui-ci donnant naissance à une nouvelle tête de banc d'extension limitée. Il est probable que la mouille additionnelle est positionnée entre les deux bancs ; son récurage lors des crues favorise la construction de la nouvelle tête de banc. Les matériaux érodés dans la mouille amont se déposent au droit du banc végétalisé, donnant naissance à une accumulation graveleuse immergée en permanence. Ce processus n'est pas visible sur les photographies aériennes, prises pendant la période des hautes-eaux estivales ; il est déduit uniquement de l'interprétation de l'évolution des formes fluviales émergees. La validité de l'interprétation n'a pu être vérifiée visuellement sur le terrain à cause de la forte turbidité des eaux de la rivière.

4) Le stade ultime de l'évolution est la séparation de la forme lobée en deux et la création d'une nouvelle succession mouille-seuil-banc intermédiaire, permettant de préserver l'alternance des unités géomorphologiques fondamentales. Cette interprétation diffère de celle de Thompson sur un méandre, pour lequel un nouveau seuil apparaissait peu après le dédoublement de la mouille ; cela tient probablement au tracé artificiel de la section endiguée, toute nouvelle création d'une unité lobée supplémentaire ne pouvant s'effectuer qu'en respectant l'alternance des formes fondamentales du chenal. La brutalité et l'ampleur du changement entre les phases 3 et 4 traduisent une rupture géomorphologique par dépassement d'un seuil intrinsèque. Elle est suivie d'une intense activité morphogénique temporaire permettant le réajustement de la dynamique fluviale. Les modifications géomorphologiques se produisent lorsqu'une distance critique entre deux seuils est atteinte : les deux épisodes de création de nouvelles formes fluviales montre que la rupture d'équilibre se produit lorsque la distance entre deux seuil successifs est d'environ 1400 mètres ; cela correspond à une distance de 15 à 16 fois la largeur du lit endigué qui est voisine de 90 m. Comme le signale la littérature spécialisée (Richards, 1982 ; Thompson, 1986...), la création d'un seuil unique se produit lorsque l'espacement critique entre deux seuils successifs est de 10 à 12 fois la largeur moyenne du chenal. Dans le cas de la section rectiligne endiguée de Bonneville, il n'y a pas création d'un seuil unique mais de deux seuils, lors de la division d'un lobe graveleux et construction d'une nouvelle forme lobée adjacente.

L'observation de la figure 3.17 (2) montre que le processus de multiplication des formes lobées est réversible ; des taux de migration différents entre deux seuils successifs peuvent favoriser le démarrage du phénomène de multiplication des formes lobées. Si la forme lobée supérieure reprend sa migration vers l'aval, le processus de multiplication avorte ; l'espacement revient rapidement à la distance moyenne de 5 à 7 fois la largeur moyenne du chenal, par accélération de la migration du seuil amont.
<figure><img src="image_103.png" /><figcaption>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).</figcaption></figure>
En cas de blocage d'une forme lobée aval, la migration progressive des formes situées à l'amont provoque la réduction de la distance entre seuils (Figure 3.17, 3). La persistance du blocage aval peut provoquer la disparition de deux successions mouille-seuil-banc, comme cela s'est produit dans la section endiguée entre 1961 et 1968. Les étapes du changement ont été synthétisées sur la figure 3.18. Dans le cas étudié, la distance minimale critique pour laquelle s'est produit le réajustement géomorphologique est inférieure à 1050 mètres, soit environ 10 à 12 fois la largeur moyenne du chenal qui est de 90 mètres. A la suite de la disparition des deux successions mouille-seuil-banc, le seuil amont a connu une phase de migration extrêmement rapide, afin de rétablir la distance moyenne entre seuils (voir Figure 3.13).

### d) Discussion.

Les observations sur la dynamique des formes lobées dans la section endiguée de Bonneville suggèrent que l'état d'équilibre dynamique dans le chenal est acquis pour un espacement entre deux seuils de 5 à 7 fois la largeur moyenne du chenal (W), comme cela avait déjà pu être mis en évidence à de nombreuses reprises. Toute perturbation de cet équilibre, du fait d'un processus de migration différentielle des formes lobées, se traduit par la mise en tension du système qui passe par une phase de déséquilibre potentiel. Elle se produit sous la forme d'une modification de l'espacement entre seuils. Tant que la distance critique entre deux seuils n'a pas été atteinte, il y a réversibilité du processus et possibité de retour à l'état d'équilibre dynamique ; il semble d'autant plus rapide que la tension du système est forte.

Deux seuils intrinsèques supérieurs et inférieurs ont pu être repérés entraînant soit la mise en place, soit la disparition de formes lobées fondamentales : dans le premier cas, la distance critique entre deux seuils successifs est d'environ 15 W; dans le second cas, la distance minimale entre deux seuils est d'environ 3 à 4 W, l'ajustement de la dynamique fluviale ne se produisant que lorsque la distance entre trois formes lobées successives atteint 10 à 12 W (voir Figures 3.17 et 3.18. Le dépassement des seuils intrinsèques se traduit par une recrudescence temporaire de la dynamique fluviale, permettant d'importants réajustements morphologiques. La rapidité avec laquelle les changements se produisent témoigne de l'état d'instabilité locale de la rivière. Elle est attestée par la vitesse d'édification de nouveaux bancs, lors de la mise en place de lobes graveleux additionnels ; l'accroissement brutal des taux de migration des seuils amont, dans le cas de la suppression de formes lobées, en est également le témoin. Les ajustements géomorphologiques favorisent le retour à un état d'équilibre dynamique. Les observations sur 50 années montrent que le phénomène se répète dans le temps en suivant une succession d'étapes identiques.

## 3.2: Les causes du changement dans le sous-système "plaine alluviale".

L'étude des changements récents de la dynamique fluviale de l'Arve dans sa plaine alluviale a mis en évidence leur caractère dramatique et probablement sans précédent sur une si courte période. L'homme exerce actuellement un contrôle extrinsèque prépondérant sur la dynamique fluviale. Schumm et al. (1984) insistent sur la faculté de la rivière à transmettre les perturbations locales de la géomorphologie à l'ensemble du système fluvial et plus particulièrement vers l'aval. C'est la modification conjointe de la dynamique des flux hydriques et des transports solides par charriage qui permet d'expliquer les multiples changements géomorphologiques observés dans toutes les sections de la plaine alluviale de l'Arve. Il n'est pas possible de discuter des perturbations anthropiques de l'hydrologie de l'Arve sans se référer à l'ensemble du bassin versant de la rivière, d'autant plus que les modifications du régime dans la
plaine alluviale sont généralement modérées et très localisées ; on sortira donc du cadre de la plaine alluviale, anticipant sur la partie suivante de l'étude. Par contre, on déterminera les perturbations de la charge graveleuse et en particulier les extractions de gravier, uniquement sur les différentes sections de la plaine alluviale.

### 3.2.1 : Les impacts anthropiques sur l'hydrologie de l'Arve.

A cause de l'abondance des écoulements conditionnés par des précipitations abondantes sur les reliefs, la plupart des rivières des Alpes du Nord sont actuellement aménagées : de fréquents captages dérivent les eaux en direction d'usines hydro-électriques ; on a construit de nombreuses et volumineuses retenues de haute-chute dont les stockages et déstockages perturbent le régime des cours d'eau aval. La tendance récente est à l'interconnection généralisée des bassins versants par la collecte quasi-systématique de l'écoulement des bassins élémentaires et leur dérivation vers un réservoir commun. Comme le font observer Edouard et Vivian (1984), "une nouvelle hydrographie est née ; celle des dérivations souterraines, des lacs artificiels se juxtaposant à un réseau de talweg plus ou moins asséchés". Les régimes sont profondément modifiés par les aménagements. Ils ont pour principale conséquence le "gommage" des excès saisonniers qui caractérisent l'hydrologie montagnarde : les étiages hivernaux sont soutenus par le turbinage des réserves constituées pendant l'été ; la rétention hydrique estivale dans les réservoirs provoque un écrétage des pics de débit.

#### a) Les aménagements hydro-électriques du bassin de l'Arve.

Si la plupart des cours d'eau du bassin versant de l'Isère sont fortement aménagés et leur régime profondément modifié, il n'en est pas de même de l'Arve qui demeure l'une des rivières les moins perturbées des Alpes du Nord. Plusieurs types d'aménagements ayant des conséquences hydrologiques diverses ont été développés sur la rivière :

1) à l'extrémité inférieure de la vallée de Chamonix, le court-circuitage d'un tronçon de chenal par la dérivation des eaux dans des conduites forcées a été réalisé en 1950, afin de profiter de la rupture de pente la raccordant au bassin de Sallanches, situé environ 300 mètres plus bas (Allefresde, 1951). Dès 1894, un premier captage avait été réalisé à Servoz pour le compte de l'usine électro-métallurgique de Chedde, conduisant un débit maximum de 8 m³/s à travers le vallon du Châtelard parallèle aux gorges de l'Arve et sur les flancs de Tête Noire. L'aménagement actuel est constitué d'une petite retenue de quelques dizaines de milliers de m³ avec barrage mobile et d'une prise d'eau évacuant un débit maximum de 30 m³/s. Les eaux sont dérivées à travers la montagne et turbinées à Chedde. Lors des crues de la rivière ou lorsque les apports hydriques dépassent le débit d'armement de l'usine, le barrage est temporairement ouvert et les gorges de l'Arve retrouvent une partie, voire la totalité de leurs écoulements. Des dérivations similaires ont été réalisées dès 1912 sur la partie inférieure du Bon-Nant, afin de renforcer la production d'énergie pour l'usine de Chedde (Soudan, 1978). Ce type d'aménagement perturbe faiblement l'hydrologie de l'Arve dans sa plaine alluviale, puisque les écoulements sont intégralement restituées à l'entrée du bassin de Sallanches et que l'absence d'un véritable réservoir ne permet pas le stockage des flux hydriques.

2) Le barrage et la dérivation des eaux du Giffre constituent un second type d'aménagement. Mise en service en 1957, la chute de Pressy exploite la dénivellation de 150 mètres existant entre les vallées du Giffre et de l'Arve, parallèles et seulement distantes de 3 kilomètres au droit de Taninges (Pousse et Courdouan, 1956). Un bassin d'accumulation de 200 000 m³ a été creusé dans la plaine du Giffre, auquel s'ajoute un volume de 50 000 m³ stocké en arrière de la retenue. Ce stockage permet le fonctionnement de l'usine hydro-électrique en éclusées. Les eaux changent de
bassin versant, court-circuitant le cours aval du Giffre ; elles sont acheminées par conduite forcée à travers la montagne jusqu'à l'aval de la ville de Cluses, où elles sont turbinées. L'équipement de l'usine autorise le prélèvement maximal de 22 m³/s, ce qui est supérieur aux débits mensuels du Giffre pendant 8 mois de l'année. Un tel débit représente près de 80 % du module de l'Arve à Sallanches : sachant que la rivière ne reçoit plus de gros affluent avant le Giffre, il est probable qu'un tel débit représente encore plus de 40 % du module de l'Arve à Cluses. Un débit réservé de 180 l/s est restitué à l'aval du barrage et alimente le cours inférieur du Giffre. Lors des crues les plus puissantes le barrage est ouvert et l'usine de Pressy stoppée ; la totalité du flot transite alors dans l'ancien cours du Giffre.

3) Dans le bassin de l'Arve, c'est probablement l'hydrologie de la haute-montagne qui est la plus perturbée par les aménagements hydro-électriques : depuis 1965, la dérivation des flux en provenance du bassin englacé de Tré-La-Tête sur le réservoir de la Girotte, a amputé le bassin versant d'une surface de 26,5 km² ; depuis 1977 sont venus s'y ajouter les prélèvements dans les émissaires glaciaires de la haute-Arve (glacier du Tour et glacier d'Argentière, soit 42,2 km²) dérivés en direction du réservoir d'Emosson (Vivian, 1983). Les perturbations des écoulements de la haute-Arve représentent environ 20 à 25 % du module à Chamonix. Le bassin du Giffre contribue pour une faible part à l'alimentation de la retenue, puisque les eaux de fonte des petits glaciers du Prazon et du Ruan d'une surface totale de 3km² y sont également dérivées (Figure 3.19). Ces écoulements sont une perte nette pour le bassin de l'Arve, puisqu'ils alimentent soit le Haut-Rhône valaisan en amont du lac Léman, soit le bassin de l'Isère.

<figure><img src="image_104.png" /></figure>

**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).

La comparaison des débits mensuels effectivement écoulés avec la valeur des débits naturels reconstitués montre que ce sont surtout les débits estivaux qui sont modifiés, ce que suggérait déjà l'origine nivo-glaciaires des écoulements dérivés (Figure 3.20). En outre, il apparaît également que les influences conjuguées de ces différents aménagements ne sont pas très fortes peu en amont de la confluence avec le Rhône, puisque pour le mois le plus perturbé (août), le déficit d'apport est seulement de 5,3 % à la station de jaugeage d'Arthaz (Vivian, 1986).
<figure><img src="image_105.png" /></figure>

**Figure 3.20** : Influence des prélèvements des émissaires glaciaires sur le régime de l'Arve à Arthaz (bassin-versant=1664 km²) (d'après les données de Vivian, 1986).

b) Les effets géomorphologiques des modifications de régime.

La responsabilité directe des perturbations anthropiques du régime est difficile à isoler, dans la mesure où elles ne sont jamais l'unique facteur expliquant les changements géomorphologiques. Leurs effets sur la dynamique fluviale de l'Arve sont mal connus, aucune étude spécifique n'avant jamais été réalisée. Néanmoins, on peut suggérer plusieurs influences probables, à partir de processus similaires observés sur d'autres cours d'eau :

1) l'impact de la réduction des apports hydriques d'origine glaciaire sur la dynamique fluviale de l'Arve est actuellement inconnu. Il existe probablement dans les parties supérieures des bassins versants ayant subi directement le changement, avec peut-être un déficit du transit de la charge graveleuse. Comme on a pu le voir, son influence s'atténue rapidement d'amont vers l'aval, la modification du régime dans la plaine alluviale de l'Arve étant modérée ;

2) Edouard et Vivian (1982) posent le problème de l'évolution de la dynamique fluviale des lits court-circuités alpestres. L'affaiblissement des écoulements dans ces sections, alimentées pendant une grande partie de l'année uniquement par le débit réservé, réduit très probablement la fréquence des transports solides. En effet, la mise en mouvement des galets nécessite qu'un seuil critique de mobilisation soit dépassé ; il est exprimé sous la forme d'une contrainte critique d'entraînement exercée sur chaque particule du lit. La force nécessaire pour que le mouvement puisse se produire est fonction de la géométrie du chenal et du débit qui conditionnent les vitesses d'écoulement, de la granulométrie des matériaux de surface constituant l'armature du lit, mais également de la résistance au soulèvement opposée par l'imbrication des matériaux pavant le lit (Church, 1978 ; Schumm et al. 1984). Ainsi, la contrainte critique d'entraînement est plus élevée que celle nécessaire pour maintenir le transit de la charge graveleuse, une fois que le mouvement a démarré. Les changements du régime peuvent réduire de manière significative la fréquence de dépassement du seuil de mise en mouvement des matériaux composant le lit et diminuer de manière drastique les volumes des transports solides. De même, la présence du seuil inférieur, en dessous duquel les galets ne peuvent plus transiter, peut influer sur le volume des charriages : toute baisse même modérée du débit va se traduire par une chute brutale des transits solides grossiers (Petts et Thoms, 1987). Dans ce cas, le mode de gestion du barrage
hydro-électrique joue un rôle considerable : la fermeture précoce d'un barrage mobile en fin de crue peut provoquer le franchissement de ce seuil ; il en résulte un déficit d'apport graveleux aux sections situées en aval de l'aménagement hydro-électrique.

Ainsi, dans le bassin de l'Arve, il est possible que les aménagements hydro-électriques et leurs impacts hydrologiques sur les sections court-circuitées provoquent un déficit du transit de la charge graveleuse par écrètement des hautes eaux et des petites crues. Les fortes crues ne sont pas atténues par les équipements hydro-électriques, d'autant plus que les prises d'eau sont mises hors-service durant le passage de l'onde de crue. Il semble donc que les transports solides soient tout aussi intenses qu'auparavant lors des débit paroxysmaux. Néanmoins, il n'est pas certain qu'ils soient mieux assurés par les écoulements exceptionnels de faible probabilité de retour que par les petites crues fréquentes qui sont, elles, beaucoup plus perturbées par les aménagements.

Les problèmes majeurs posés par le déficit d'écoulement dans les sections court-circuitées se posent dans les zones de confluence. Petts (1984a) a montré qu'une sédimentation significative s'était produite à la jonction de la Reidhol et d'un petit tributaire, en aval du barrage de Nant-y-Moch, au Pays de Galles. Il a provoqué un phénomène d'aggradation dans le chenal. L'accentuation de la pente par contrôle amont et la réduction des sections d'écoulement. Le problème se pose encore avec plus de force dans les sections court-circuités alpestres recevant des laves torrentielles : c'est le cas de l'Arve en aval du barrage des Houches, où confluent de nombreux torrents. L'absence d'un débit suffisant au moment du dépôt de la lave peut compromettre l'évacuation des matériaux sédimentés dans le lit, ou le rendre plus difficile après solidification des laves (voir le chapitre 4) ; ce sont alors les effets cumulés des laves qui causent les changements majeurs.

3) Dans le bassin de Cluses, la restitution des débits turbinées par la centrale de Pressy a eu une effet inverse. La hausse du débit a provoqué l'augmentation de la fréquence de mise en mouvement de la charge graveleuse. En accord avec le concept de seuil géomorphologique de Schumm (1973), il n'est pas nécessaire que l'augmentation de débit soit forte pour que la mise en mouvement des matériaux stockés dans le lit se produise. Le débit supplémentaire d'eaux claires restitué à Pressy a accru de manière significative le pouvoir érosif des eaux de l'Arve, en augmentant la fréquence de mobilisation de la charge alluviale. La contrainte critique d'entraînement a pour expression :

$$T_0 = \gamma \cdot R \cdot S$$

avec $T_0$ : contrainte critique d'entraînement à l'interface eau-chenal (N/m²);
$\gamma$ : poids volumique de l'eau (N/m³);
$R$ : rayon hydraulique (m);
$S$ : pente.

$$R = A / P$$

avec $A$ : section d'écoulement (m²);
$P$ : périmètre mouillé (m).

L'augmentation de la force tractrice dans le chenal résulte d'une conjonction de phénomènes : 1) l'augmentation probable de la section d'écoulement, effet direct de l'Injection d'un débit supplémentaire ($A^+$) ; 2) la diminution du périmètre mouillé consécutif à la concentration progressive des écoulements ($P^-$) ; 3) l'accroissement de pente à la suite de la déstabilisation du lit ($S^+$). On a donc une triple conjonction de facteurs conduisant à l'augmentation de la force tractrice :
$$T_0^+ = \gamma \cdot A^+ / P^- \cdot S^+;$$

il est cependant probable que l'effet de l'injection d'un débit supplémentaire dans l'Arve a eu un effet moindre que la modification des autres paramètres de l'équation, à la suite de la déstabilisation du lit par les extractions de gravier.

### 3.2.2 : Les extractions de gravier dans le lit.

Les extractions de gravier dans le chenal constituent le principal facteur responsable de l'incision dramatique de l'Arve. Elles ont été développées sur toutes les sections de la plaine alluviale, par drague fixe ou par creusement de souilles à la pelle mécanique. Les volumes extraits réagissent sur l'équilibre global du lit :

- les abaissements dans les souilles d'extraction provoquent de fortes ruptures locales de pentes ou points d'entaille qui sont des zones de forte instabilité du lit. Ils se propagent à l'amount par érosion régressive. Ils accroissent le volume des transports solides dans la section amont déstabilisée, ce qui assure le comblement rapide de la souille. Le processus est entretenu par la persistance des prélèvements qui empêche tout retour à l'équilibre ;

- les souilles assurent le piégeage de la charge graveleuse transitant par roulage au contact du fond. Celle-ci ne contribue plus à l'équilibre des sections situées à l'aval de la zone d'extraction, ou l'incision résulte d'un déficit d'apports grossiers. Ce processus, à la différence de l'érosion régressive ne génère pas de fortes ruptures locales de la pente. L'ajustement est très progressif, par réduction de pente lorsque la fourniture sédimentaire diminue ; c'est pourquoi Richards qualifie ce processus d'asymptotique (1982, p. 145).

La difficulté d'estimer les volumes extraits est grande, compte tenu du caractère sauvage d'un grand nombre des extractions. Les chiffres présentés ici sont avant tout des ordres de grandeur. Il résultent de la synthèse de différents documents effectuée par le Service Régional pour l'Aménagement des Eaux Rhône-Alpes : les rapports du bureau d'étude Sogreah pour les prélèvements jusqu'en 1973-75 ; les données de la Direction Régionale de l'Industrie et de la Recherche après 1973 et diverses autres estimations. Les principaux prélèvements ont été réalisés antérieurement à 1975, avant que les administrations gérant le cours d'eau, ne prennent des mesures de limitation des extractions ; ils ont été synthétisés sur la figure 3.21 :

1) dans le **bassin de Sallanches** en aval du confluent du Bon-Nant, les extractions ont été effectuées en majeure partie directement dans le lit mineur (Sogreah, 1973). Entre 1965 et 1975, compte tenu des extractions sauvages difficilement chiffrables, les volumes prélevés annuellement étaient supérieurs à 100 000 m³. Sogreah (1975) estime que sur la période 1950-1975, les volumes extraits étaient de l'ordre de 1,8 millions de m³. Depuis cette date, les extractions dans le lit ont été fortement ralenties, mais dépassaient encore 20 000 m³ par an jusqu'en 1983. Il est donc probable que les volumes prélevés depuis 1950 ont excédé 2 millions de m³ dans le bassin de Sallanches. En aval des confluents de la Sallanches et du torrent de Reninges, une ancienne zone de tressage, au sortir des digues sardes, a probablement livré 500 à 700 000 m³ de graves ;

2) dans la **cluse de l'Arve**, les extractions ont été beaucoup plus modestes. Elles sont estimées à 20 000 m³ entre 1965 et 1975 sur la commune de Magland. Par contre, dans les secteurs de la Maladière et de Balme immédiatement en amont de Cluses, l'évaluation des prélèvements sur la même période est de 100 000 m³. On ne dispose d'aucune donnée postérieure à 1975 ; mais lors de la construction de l'Autoroute Blanche, des rescindements de berge ont donné
<figure><img src="image_106.png" /><figcaption>**Figure 3.21** : Estimation des prélèvements de gravier dans le lit de l'Arve entre le Fayet et Genève, pendant la période 1950-1985).</figcaption></figure>
lieu à de nouvelles extractions ;

3) de Cluses jusqu'au confluent du Giffre, "la presque totalité du gisement facilement exploitable a été extraite et le fond du lit est souvent constitué dans cette zone par la couche d'argile sous-jacente mise à nu" (Sogreah, 1973, p. 12). Ces extractions sont même remontées jusque dans la partie endiguée du lit à Cluses, par râclage superficiel des bancs vifs. On peut estimer à plus de 1,5 million de m³ le volume de la charge graveleuse tiré du lit entre 1950 et 1973. La construction de l'autoroute Blanche a favorisé l'ouverture de plusieurs chantiers d'extraction, notamment en amont du pont d'Anterne, sur la rive gauche de l'Arve. Entre 1963 et 1973, des prélèvements ont également été effectués au confluent du Giffre et sur la rive gauche de l'Arve en face du confluent, lors de travaux de rescindement de berge pour la construction de l'autoroute Blanche ; lors de ces derniers, des quantités de matériaux non négligeables mais non connues ont été extraites ;

4) Entre le confluent du Giffre et Bonneville, la rivière est endiguée sur la plus grande partie de son cours. D'importantes extractions ont été réalisées par décapage des bancs et surtout par une drague fixe, installée à l'extrémité amont de la section endiguée ; elles étaient estimées à 50 000 m³/an entre 1950 et 1975, soit environ 1,25 million de m³. La drague tirait encore plus de 20 000 m³/an au début des années 1980 ;

5) la zone comprise entre Bonneville et le Pont de Bellecombe est très perturbée par les extractions de gravier. Les volumes extraits du lit, principalement sur la rive gauche de l'Arve peuvent être estimés à 30 000 m³/an entre 1950 et 1970, puis 50 000 m³/an entre 1970 et 1973. Il faut y ajouter les extractions non contrôlées et celles pour l'autoroute Blanche de l'ordre de 600 000 m³ pendant le période 1969-73. Il est probable que les extractions ont dépassé 2 millions de m³ depuis 1950 dans cette section de l'Arve ;

6) On ne dispose que de peu de renseignements sur les prélèvements de gravier en aval du pont de Bellecombe jusqu'à la frontière. Une drague a longtemps été établie dans la section encaissée de la rivière, en amont du Pont-Neuf ; on ne dispose d'aucun chiffre des volumes extraits en ce point. Il en est de même pour la plaine d'Etrembières, où l'intensité des modifications géomorphologiques atteste l'importance du volume extrait. En dépit de l'absence de données chiffrées, il semble cependant certain que les extractions ont dépassé 500 000 m³ dans cette section ; la construction de l'autoroute Blanche, puis de l'autoroute Annemasse-Lyon ont donné lieu à d'importants travaux de rescindement de berge et favorisé la multiplication des points de prélèvement (Peiry, 1984) ;

7) en Suisse, une part importante des besoins en gravier et sable de la ville de Genève était couverte par les dragages dans l'Arve avant 1940 (République et canton de Genève, 1984). Ceux-ci étaient établis à Sierre, Vessy, au Bout-du-Monde, à Carouge, aux Vernets, à la Jonction, confluence de l'Arve et du Rhône ; au total, quatorze sites d'extraction ont été exploités dans la section helvétique du cours d'eau (Service Fédéral des Eaux, 1941). De 1896 à 1930, les extractions annuelles de gravier dans le lit de l'Arve à Genève étaient estimées à 80 000 m³ (Wilhelm, 1931) ; d'après Saugey, les dragages atteignaient 130 000 m³ pour la seule année 1930 (in Wilhelm, 1931). Le Service Fédéral des Eaux (1941) a établi une statistique plus complète des extractions de gravier dans le lit de l'Arve à Genève (Figure 3.22). Il apparaît qu'elles se sont accélérées à partir de 1930 pour passer par un pic en 1936, puis rapidement chuter à partir de cette date. Dans le même temps, le nombre des sites d'extraction a rapidement diminué. La statistique met clairement en évidence l'épuisement progressif des ressources en gravier ; les extractions les plus aval sont les premières à avoir fermé : au début de la décennie 1940, comme l'atteste le rapport du Service Fédéral des Eaux (1941), "l'Arve en année normale, à l'approche de la Jonction, ne charrie plus que du sable, le gravier faisant entièrement défaut". L'ensemble des apports solides grossiers de l'Arve est stoppé "par tous les dragueurs échelonnes
<figure><img src="image_107.png" /></figure>

**Figure 3.22** : Extractions de gravier cans 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).
sur son parcours, et d'autre-part par la présence d'installations très puissantes (...) qui font une sorte de chenal très profond en travers du lit de l'Arve d'où il ne sort que du sable ou quelque gravier lors des très grosses crues ; tout le reste sert à combler cette fosse et ne va pas plus bas. Les quelques données dont on a pu disposer après 1940 montrent que les quantités extraites ont rapidement diminué. Actuellement, la plupart des extractions installées en territoire suisse ont stoppé leur activité, faute de matière première. Des dragages occasionnels sont encore pratiqués à la gravière de Sierre, mais avec une productivité infime (République et Canton de Genève, 1984).

Depuis 1983, tout prélèvement de gravier dans le lit mineur de l'Arve sur toutes les sections de sa plaine alluviale a été interdit par la Direction Départementale de l'Equipement, service gestionnaire du cours d'eau. Actuellement, seules subsistent encore quelques zones ponctuelles de prélèvement, en particulier dans le bassin de Sallanches et sur la basse Arve dans l'agglomération d'Annemasse ; elles cesseront rapidement les autorisations d'extraction n'étant plus renouvelées. Elles ont été remplacées par des extractions dans le lit majeur, mis hors d'atteinte des crues par l'incision de la rivière. Ce second type de prélèvement pose également de gros problèmes de gestion de l'espace péri-fluvial ; elles sortent du cadre essentiellement morphologique de ce mémoire et ne seront pas évoquées.

L'incision de la rivière consécutive aux extractions de gravier a eu pour conséquence la déstabilisation des berges de la rivière ainsi que de nombreux ouvrages d'art. Elle a nécessité la construction de plusieurs seuils barrant la rivière. Leurs objectifs sont multiples : 1) contrôler la chute de la ligne d'eau en bloquant l'érosion régressive ; 2) compenser la réduction de la pente d'équilibre par une chute d'eau ponctuelle pouvant atteindre une hauteur de plusieurs mètres ; 3) diminuer la puissance érosive de la rivière en créant une fosse de dissipation énergétique en aval de la chute (Figure 3.23). Plusieurs seuils ont été implantés dans le bassin de Sallanches, de Cluses ou en aval de Bonneville, principalement pour prévenir le déchaussement des piles de pont. Ils tendent à transformer la rivière en un véritable escalier d'eau. Dans les premiers temps de leur mise en service, ils agissent comme un barrage sédimentaire sur les transports sédimentaires grossiers, qui sont stockés dans le lit amont et favorisent sa restauration. Les transits graveleux ne sont rétablis qu'après leur remblaiement : dans le bassin de Cluses le seuil de Pressy, construit en 1984 n'était toujours pas remblayé au début de l'année 1987 et un suivi topographique du piégeage de la charge graveleuse a été récemment proposé par la D.D.E., afin d'estimer le volume des transports solides dans cette section de la rivière (S.R.A.E. Rhône-Alpes, rapport du Sous-Groupe "Arve", 14 nov. 1985). Il est probable que ces ouvrages qui agissent comme des pièges à gravier, accentuent l'incision du lit à l'aval de leur implantation en favorisant un déficit d'apport graveleux.

### 3.3 : Discussion : l'incision en réponse aux extractions de gravier, un phénomène commun à la plupart des cours d'eau alpestres.

Parmi les très nombreuses études concernant les changements de la dynamique fluviale et en particulier les phénomènes d'incision figurant dans la bibliographie internationale, bien peu mettent l'accent sur les conséquences des extractions de gravier sur la géomorphologie des cours d'eau. Dans sa synthèse des impacts anthropiques sur la dynamique fluviale, Park (1981) en parle, mais sans les développer ; Richards (1982), Morisawa (1985) consacrent tous les deux un chapitre de leur ouvrage aux perturbations anthropiques du système fluvial : les conséquences des extractions de gravier n'y sont pas évoquées ; dans un récent article, Klimek, (1987) indiquent que les prélèvements de gravier dans le chenal sur divers cours d'eau de la façade occidentale des carpathes ont provoqué l'accélération de la tendance à l'incision qui prévalait depuis le début du 20ème siècle : les taux d'abaissement du lit qui ne dépassaient pas 1,5 à 2,5 cm/an pendant la première moitié du 20ème siècle excéderaient actuellement 8 cm/an sur plusieurs rivières.
<figure><img src="image_108.png" /><figcaption>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).</figcaption></figure>
Sur l'Arve dans sa plaine alluviale, l'incision est particulièrement dramatique, par son ampleur exceptionnelle et les changements morphodynamiques qu'elle a induit. Il apparaît qu'elle n'est pas un phénomène unique, mais très fréquent sur la plupart des cours d'eau alpestres. Les principaux affluents de l'Arve sont profondément touchés :

1) la Menoge s'est enfoncée sur la plus grande partie de son cours. La chute de la ligne d'eau atteint 5 mètres dans la moyenne vallée, au confluent du Foron de Fillinges, en raison d'une destruction du pavage par des curages ou extractions estimés à plus de 100 000 m³ (Sogreah, 1986);

2) le Giffre, dans la plaine alluviale de Taninges a incisé son chenal de 2 à 4 mètres depuis le levé du profil en long de 1912. Jusqu'à très récemment, les extractions de gravier dans le lit étaient comprises entre 100 et 200 000 m³/an (Ceric, 1984);

3) sur la Haute-Arve chamoniarde, les extractions s'effectuent à un rythme de 150 000 m³/an dans la queue de la retenue des Houches (Peiry, 1987); d'après les données du S.R.A.E Rhône-Alpes, le volume extrait depuis 1950 serait compris entre 5,3 et 6,1 millions de m³. En dépit de l'ampleur des prélèvements, il semble que le profil en long ne soit que fort peu affecté par les extractions et se maintienne stable.

<table><caption>**Tableau 3.3 : Incision et prélèvements de gravier sur quelques cours d'eau alpins.**</caption><thead><tr><th>Rivière</th><th>Section</th><th>Incision (m)</th><th>Extractions (10<sup>6</sup> m<sup>3</sup>)</th><th>Source</th></tr></thead><tbody><tr><td></td><td>Genève</td><td>2-4</td><td>&gt; 2,0</td><td>Serv. Fédéral des Eaux, 1941.</td></tr><tr><td rowspan="4">Arve</td><td>Bonneville</td><td>4-5</td><td>1,8-2,0</td><td>Sogreah, 1983.</td></tr><tr><td>Cluses</td><td>8-10</td><td>1,8-2,0</td><td>Sogreah, 1981a.</td></tr><tr><td>Sallanches</td><td>8-12</td><td>2,0-2,3</td><td>Sogreah, 1975.</td></tr><tr><td>Les Houches</td><td>0</td><td>5,3-6,1</td><td>S.R.A.E., 1987.</td></tr><tr><td>Menoge</td><td>Pont de Fillinges</td><td>5</td><td>&gt; 0,1</td><td>Sogreah, 1986.</td></tr><tr><td>Giffre</td><td>Taninges</td><td>4</td><td>&gt; 2,0</td><td>Ceric, 1984.</td></tr><tr><td>Durance</td><td>cours aval occidental</td><td>2-3</td><td>31</td><td>Piéri, 1983.</td></tr><tr><td>Fier</td><td>vallée supérieure</td><td>8</td><td>3-4</td><td>Sogreah, 1982.</td></tr><tr><td>Haut-Rhône</td><td>Chautagne</td><td>2</td><td>?</td><td>Bravard, 1987a.</td></tr><tr><td>Isère</td><td>amont de Grenoble</td><td>&gt; 5</td><td>4</td><td>Blanic et Verdet, 1975.</td></tr></tbody></table>
Sur beaucoup d'autres cours d'eau alpins, la situation est tout aussi préoccupante.

1) dans la **haute vallée du Fier** près d'Alex, les extractions de gravier ont eu pour conséquence la profonde incision du chenal qui atteint un maximum de 8 mètres (Sograh, 1982);

2) sur le **Haut-Rhône français en Chautagne**, le contrôle progressif de la rivière par l'Homme (endigement aux 18ème et 19ème siècles, construction de barrages hydro-électriques dès 1901 et dans une moindre mesure les extractions de gravier récentes) ont provoqué de multiples impacts, dont une incision du chenal d'environ 2 mètres (Bravard, 1987a);

3) sur l'**Isère**, l'endigement longitudinal mis en place au 19ème siècle a favorisé la lenite aggradation de la rivière a un rythme de 1 à 2 cm/an. Entre 1948 et 1965, on préleva $4 \cdot 10^6$ m³ de gravier dans le chenal, afin de restaurer la capacité du lit à écouler les crues. Ces extractions ont provoqué une rapide incision du chenal, à un taux de 30 cm/an, sur une section de 20 kilomètres de longueur en amont de Grenoble (Blanic et Verdet, 1975). Le **Drac** sur son cône alluvial à Grenoble a subi des dommages identiques (Blanchet et Brissaut, 1962).

Les exemples pourraient encore être multipliés, tant le phénomène d'incision touche l'ensemble des cours d'eau alpins. Il est probable que cette observation pourrait être étendue aux cours d'eau des Alpes suisses, italiennes ou même autrichiennes. Dans les vallées densément peuplées des Alpes françaises, où les rivières sont soumises à une forte pression anthropique, l'incision résulte d'interactions complexes entre de multiples processus induits par l'Homme : mais c'est sur les rivières où les extractions ont été les plus intenses que les taux d'incision sont les plus élevés. Cette transformation de la dynamique fluviale montre que l'on est actuellement en train de surexploiter un stock non renouvelable à cours terme. Cela pose le problème de la gestion de ce stock et de la prévention des désordres que cause la chute de la ligne sur la stabilité des berges, des ouvrages d'art, les niveaux de la nappe d'accompagnement de la rivière etc.... Il apparaît nécessaire que l'on prenne des mesures concervatoires et en particulier que l'on développe une véritable gestion des granulats tirés du chenal : Prudhomme (1975) montre à travers l'exemple du Var inférieur que l'on peut parvenir à gérer l'inévitable incision fluviatile, si l'on aménage suffisamment tôt le lit et contrôle strictement les extractions ; cependant, l'une des plus grandes des difficultés actuelles demeure l'estimation des volumes que l'on peut prélever, tout en limitant les désordres géomorphologiques qu'occasionnent les extractions au chenal alluvial.

## 4) CONCLUSION

L'étude des perturbations anthropiques de la dynamique de l'Arve dans sa plaine alluviale a permis de mettre en évidence deux périodes d'évolution :

A) dès le 18ème siècle et surtout dès 1820, on a développé l'endigement longitudinal de la rivière, dans un premier temps aux abords des villes de la vallée, puis sur des sections entières de l'Arve. La rectification du modèle du chenal et l'établissement d'une nouvelle section d'écoulement ont contraint la rivière à s'adapter : l'étude de la section endiguée située entre le confluent du Giffre et Bonneville a montré que la correction avait favorisé un basculement du chenal alluvial, celui-ci tendant à réduire sa pente fortement accentuée par le recoupement des sinuosités : à l'amont, le chenal s'est incisé d'une valeur supérieure à 2,40 mètres ; à l'aval, on a observé une nette hausse des niveaux atteints par les crues, sans pour autant qu'elles soient plus fortes. Ce type de réponse traditionnel de la dynamique fluviale a été accentué du fait de facteurs locaux, comme la diminution de la puissance tractrice dans le chenal ; elle a été provoquée par le déversement d'une partie du débit dans l'ancienne plaine d'inondation, par des brèches ouvertes dans les digues. L'effet d'eau calme engendré par la confluence Borne-Arve, quelques centaines de mètres en aval de
Bonneville, a également accentué le phénomène de dépôt dans la partie aval de la section corrigee.
Au sortir des digues, d'importants éwandages graveleux se sont produits, favorisant la construction
d'un cône alluvial. Les matériaux étaient issus de la partie amont du chenal endigué, où se
produisaient l'incision et la mobilisation des graves, jusqu'alors stockées dans le lit. La charge
surabondante résultant de l'incision amont et la chute brutale de la compétence des eaux au
débouché des digues ont provoqué l'édification d'une mégaforme de sédimentation, la rivière
accentuant ses divagations, sapant ses berges et élargissant sa bande d'activité. En définitive, les
observations effectuées en amont de Bonneville peuvent être généralisées à l'ensemble du cours de
l'Arve : les endiguements longitudinaux par sections de la rivière sont responsables d'importants
remaniements sédimentaires, internes à la plaine alluviale, que l'étude des formes et processus
fluviaux met parfaitement en évidence.

B) Depuis le début de la décennie 1950, l'accentuation de la pression anthropique sur la rivière a provoqué une transformation profonde de la dynamique fluviale ; le chenal s'est profondément incisé sur toutes les sections de la plaine alluviale :

1) c'est dans les sections non endiguées que la chute de la ligne d'eau a été la plus dramatique. Dans les bassins de Sallanches et de Cluses, elle atteignait respectivement des valeurs maximales de 12 et 10 mètres, avant que des travaux de restauration du lit ne soient effectués. Il s'ensuivit la disparition progressive du modèle tressé en une vingtaine d'années, les chenaux divagants multiples, larges et plats qui caractérisent ce style fluvial étant remplacés par un chenal unique rectiligne, étroit et profond. Dans le bassin de Cluses, l'épaisse formation fine enfouie sous les graviers holocènes a exercé un contrôle intrinsèque sur les taux d'incision. Cet exemple illustre le rôle souvent fondamental du facteur "héritage" sur la géomorphologie actuelle et justifie les investigations entreprises sur les paléoenvironnements fluviaux ;

2) dans les sections endiguées au 19ème siècle, les changements géomorphologiques contemporains ont été plus diffus, mais existent également. L'incision a été beaucoup moins marquée qu'ailleurs, en raison d'une première adaptation de la dynamique fluviale consécutive à la rectification du chenal : le basculement du profil en long a provoqué une nette diminution de la pente de la rivière ; l'abaissement amont du lit a probablement favorisé la mise en place d'un pavage d'incision limitant les approfondissements ultérieurs du lit. Le suivi des formes fluviales sur les photographies aériennes, entre 1936 et 1984, dans la section endiguée de Bonneville montre qu'elles ont subi 3 phases d'évolution, témoignant de la réponse complexe du système fluvial : a) dans un premier temps, la déstabilisation du lit a engendré une nette accélération de la migration de la triple association mouille-seuil-banc ; b) pendant la décennie 1970, l'incision du lit a favorisé la mise hors d'eau de certains bancs et entraîné leur immobilisation. Ils ont perturbé la dynamique des formes fluviales actives et fortement ralenti leur migration ; c) depuis 1980 environ, il est apparu une certaine réversibilité du phénomène, puisque l'érosion et la disparition progressive des bancs fossiles permet une reprise de la migration des formes du lit.

Les causes des changements contemporains de la dynamique fluviale sont essentiellement
doubles :

1) les ouvrages hydroélectriques et en particulier les prélèvements sur les émissaires glaciaires ont modérément perturbé les écoulements estivaux de l'Arve ; dans le bassin de Cluses, l'augmentation du débit de l'Arve, qui reçoit les apports court-circuités du Giffre, a accru la chute de la ligne d'eau, en favorisant un processus de récurage du chenal alluvial. En dépit de ces exemples, les perturbations engendrées par les aménagements hydroélectriques établis sur l'Arve et ses affluents demeurent nettement moins fortes que sur beaucoup d'autres cours d'eau des Alpes du Nord ;
2) les extractions de gravier dans le lit sont le principal responsable de la profonde incision de l'Arve, par les graves perturbations de la dynamique des transports solides qu'elles ont provoqué. Elles ont favorisé la mise en oeuvre de processus d'érosion régressive, résultants de raidissements locaux de la pente ; le piégeage de la charge alluviale dans les souilles d'extraction a entraîné la déstabilisation du lit par déficit d'apports amont. Les volumes extraits dans les différentes sections de la plaine alluviale ont été recensés ; ils se chiffrent en millions de m³. La comparaison des données de l'incision de l'Arve dans sa plaine alluviale avec celles de ses affluents ou d'autres cours d'eau alpestres montre qu'il s'agit d'un problème qui touche la plupart des cours d'eau des Alpes françaises. Dans tous les cas, les extractions de gravier dans le chenal sont responsables des plus forts taux d'incision.

L'analyse de la dynamique fluviale dans la plaine alluviale a permis de déterminer les profonds changements récents du modèle fluvial et les processus qui sont en cause. Les perturbations anthropiques dans la plaine alluviale sont le facteur principal des changements. Il est cependant nécessaire de rechercher si l'incision contemporaine n'est pas également indicatrice d'une modification de la fourniture sédimentaire par les affluents. Cette étude sera développée dans la deuxième partie de ce mémoire.
DEUXIEME PARTIE :

L'ENTREE DES FLUX SEDIMENTAIRE
DANS LE SOUS-SYSTEME "PLAINE ALLUVIALE".

Chapitre 4 : La dynamique des sédiments dans le sous-système torrentiel.................................... 185

Chapitre 5 : La dynamique fluviale des zones de confluence..... 253
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# Chapitre 4 :

## LA DYNAMIQUE DES SEDIMENTS
DANS LE SOUS-SYSTEME TORRENTIEL.

### 1) INTRODUCTION.

#### 1.1 : Etat de la question et objectifs de l'étude.

Comme on l'a vu dans le chapitre précédent, les transports solides de l'Arve ont été profondément modifiés par les interventions anthropiques sur le cours d'eau, en l'espace de quelques décennies. Les extractions massives de gravier dans le lit sont le principal responsable des profonds changements de la dynamique de la rivière. Ce constat pose le problème d'une meilleure connaissance de la charge alluviale parvenant à l'axe fluvial principal fortement dégradé, dans le but d'appréhender dans quelle mesure des variations de la réinjection de matériaux ont influé sur la dynamique fluviale de l'Arve intra-montagnarde. En l'absence d'extractions, l'intensité des apports va conditionner la reconstitution des réserves graveleuses stockées dans le lit alluvial. Les torrents sont l'une des composantes de la fourniture hydrique et sédimentaire de l'Arve. Il était donc nécessaire d'étudier la dynamique des sédiments dans le système torrentiel, ainsi que les facteurs susceptibles de favoriser ou de diminuer l'activité des torrents de l'Arve.

Les torrents sont "des cours d'eau à régime spasmodique, à forte pente et qui travaillent dans des matériaux faciles à affouiller" (Derruau, 1965, p. 60). Au sens strict du terme, ce sont des réseaux de drainage ayant leur origine "dans le ruissellement et la concentration superficielle des eaux de pluie" (Veyret, 1959). Le système torrentiel est constitué par l'ensemble des surfaces concentrant progressivement les écoulements en direction d'un talweg principal qui assure leur écoulement vers l'aval.

La connaissance de la géomorphologie des torrents fut avant tout le fruit des travaux des Forestiers : Surell (1841) fut le premier à définir les trois parties d'un torrent : le bassin de réception qui concentre les flux hydriques et les matériaux ; le chenal d'écoulement, talweg en forte pente écoulant le mélange d'eau et de sédiment ; le cône de déjection où s'accumulent les débris. Son étude avait pour but d'établir les bases scientifiques d'un vaste programme de correction torrentielle, visant à la protection des pentes contre les érosions et le contrôle des transports solides. L'analyse de Surell est plus physiographique que fonctionnelle et traduit mal la complexité des processus et leur enchaînement pour que se déclenchent les transports solides torrentiels.

Mougin (1914) a recensé les problèmes de torrentialité des Alpes du Nord dans son monumental ouvrage intitulé "les torrents de Savoie". Il a décrit succinctement les principaux processus de fourniture sédimentaire aux talwegs : "les matières transportées proviennent ou bien du décapage par les agents atmosphériques (pluie, neige ou grêle) de surfaces dénuées ou bien encore des glissements des berges ou de versants entiers causés par affouillement ou par excès d'humidité" (p. 8). Il a souligné également le rôle des "avalanches terrières" qui dégradent les sols, soit par friction, soit par chocs. Mougin, comme son prédecesseur Surell, conférait aux déboisements une responsabilité sans doute excessive dans le développement de la torrentialité. Cette analyse allait dicter la politique du Service de Restauration des Terrains de Montagne en matière de reboisement, conduisant parfois à des échecs, liés à l'absence de prise en compte des conditions écologiques ; elle fut à l'origine d'une vive polémique entre partisans et opposants du reboisement (Lenoble, 1923 ; Chevalier, 1923 ; Bénévent, 1923, Mougin, 1924, Salvador,
1927). En dépit de sa bonne connaissance du système torrentiel acquise lors de multiples observations de terrain, Mougin n'a jamais étudié en détail la dynamique des sédiments dans les bassins torrentiels ; néanmoins, l'analyse des processus et des facteurs contrôlant la torrentialité apparaît de manière implicite dans un grand nombre des monographies qu'il présente.

Les géographes français ne se sont jamais passionnés pour la géomorphologie des torrents, comme en témoigne le nombre réduit d'études qui ont été réalisées. De Martonne (1924) dans son "Traité de Géographie Physique" reprend les observations de Surell ; Derruau (1965) n'apporte rien de neuf sur le sujet. Tricart (1957) publie quelques observations sur une lave d'un torrent autrichien ; un second article (Tricart, 1960) étudiant l'évolution des versants du Guil après la crue catastrophique de 1957 présente une première approche de la dynamique des sédiments torrentiels : il souligne "une certaine indépendance entre l'évolution des versants et celle du réseau hydrographique", excepté lors des crues exceptionnelles ; les matériaux mobilisés ou remaniés par les processus de versant "ne nourrissent presque jamais les alluvions d'un torrent". Le principal apport de cette étude est la mise en évidence du caractère temporel et spatial discontinu des processus de façonnement des interfluves et du réseau hydrographique et la démonstration de la mise en oeuvre de relais de processus conduisant les matériaux des têtes de bassin aux vallées alluviales. Depuis cet article de Tricart, il semble qu'il n'y ait jamais eu d'étude spécifique de la dynamique torrentielle, en dépit de quelques rares monographies (Anchierri, 1966 ; Huchon, 1981 ; Boussarsar, 1987). Ce sont les hydrauliciens qui ont contribués, pour la plus grande part, à une meilleure connaissance du fonctionnement des torrents, comme en témoignent quelques récentes études (Sogreah, 1985 ; Meunier et Mathys, 1986).

L'étude présentée ici a plusieurs objectifs : 1) elle tente d'analyser le caractère complexe de la dynamique des sédiments dans le système torrentiel ; elle recense les principaux processus qui alimentent les talwegs, décrit les transports solides et leurs effets géomorphologiques ; 2) elle recherche les principaux facteurs qui contrôlent la production des transports solides et la plus ou moins forte activité géomorphologique des bassins torrentiels ; 3) elle a pour but de déterminer quelles sont les influences anthropiques sur l'activité des torrents, consécutives aux travaux de correction développés par les Forestiers, depuis la fin du 19ème siècle : on tentera d'établir leurs impacts sur la dynamique des sédiments réinjectés dans l'Arve.

## 1.2 : Les sources documentaires et les méthodes de travail.

Cette étude a été menée à bien au sein du Service de Restauration des Terrains de Montagne de la Haute-Savoie qui a mis ses archives à notre disposition. L'utilisation des archives de ce Service présente un double avantage : 1) les documents compilent près de cent années de données sur les torrents les plus actifs de la vallée. Ce suivi sur une longue durée est indispensable, la fréquence des spasmes torrentiels étant réduite ; 2) ils permettent de disposer d'un nombre considérable d'observations, effectuées par des spécialistes ayant un excellent sens des réalités de terrain. Elles sont d'autant plus intéressantes que les Forestiers étaient cantonnés en permanence à proximité des torrents, où ils édifiaient les ouvrages de correction.

Nos investigations nous ont conduit à travailler à trois niveaux de perception de l'espace :

1) un recensement rapide des principaux secteurs d'activité torrentielle du bassin de l'Arve a été effectué. Il n'a pas été possible d'approfondir l'étude à une telle échelle, le bassin versant étant beaucoup trop vaste et les torrents trop nombreux pour que l'on puisse tout traiter. De plus, les documents d'archive ne concernent qu'une minorité de bassins torrentiels, ce qui limitait nos possibilités d'investigations ;

2) une analyse comparative de plusieurs bassins torrentiels a été effectuée. Ils ont été choisis
pour leur appartenance à différents types d'environnement et semblent être représentatifs de la gamme des torrents de l'Arve. Ils sont parmi les plus actifs de la vallée de l'Arve et ont presque tous été aménagés à des degrés divers après 1890, c'était d'ailleurs la condition première pour que l'on puisse espérer réunir une abondante documentation. Par le biais d'une étude des profils en long et d'une analyse planimétrique, on a déterminé les caractéristiques communes aux divers bassins torrentiels, susceptibles d'expliquer leur activité vis à vis des transports solides;

3) un nouveau changement d'échelle a permis une description détaillée de la dynamique des sédiments dans le système torrentiel, étayée par de nombreux exemples tirés des documents conservés par le Service R.T.M. Les interventions anthropiques visant au contrôle de la dynamique des sédiments sont recensées; leurs impacts sur l'activité des bassins torrentiels et la recharge sédimentaire de l'Arve sont discutés.

De multiples documents ont été utilisés dans le cadre de cette étude ; on a complété l'analyse des archives de diverses investigations de terrain :

1) les cartes topographiques, géologiques et les photographies aériennes ont été utilisées pour la planimétrie de la nature du substrat et de la couverture végétale des bassins sélectionnés;

2) la compilation des données disponibles dans les archives du Service R.T.M. a constitué le plus gros du travail :

- on a étudié les rapports établis par les Forestiers lors des travaux de correction torrentielle ; les documents rédigés à la suite d'intenses transports solides se sont révélés particulièrement intéressants pour la compréhension du phénomène torrentiel ;

- de très beaux documents graphiques, cartes des séries domaniales, plans des ouvrages de correction et de nombreux profils en long et en travers ont été compilés et utilisés chaque fois que cela était possible. Ils permettent dans certains cas la quantification des processus torrentiels ;

- les photographies anciennes prises par les Forestiers à différentes époques ont été analysées. Comme l'a montré Métailié (1986), leur intérêt pour l'étude du paysage torrentiel et de sa dynamique est indéniable ; elles constituent une mémoire visuelle de l'état du milieu physique à une date donnée. Leur comparaison avec des photographies actuelles prises sous les mêmes angles a permis d'observer les changements (ou l'absence de changement) qui se sont produits sur près d'un siècle. Les photographies de la Collection du Service R.T.M. ont également été utilisées pour étayer les observations sur la dynamique des sédiments dans le système torrentiel ;

- les données quantitatives concernant les transports solides torrentiels ont systématiquement été recensées ; elles ne proviennent pas seulement du Service R.T.M, mais également d'autres administrations (Direction Départementale de l'Equipement ; Direction Départementale de l'Agriculture).

3) Plusieurs torrents ont été parcourus sur la totalité de leur bassin versant, ce qui a permis de nous familiariser avec le paysage torrentiel, ainsi qu'une meilleure compréhension des mécanismes de fonctionnement. Quelques investigations de terrain limitées ont été entreprises, comme le suivi cartographique de l'évolution de la section déstabilisée d'un lit torrentiel ou la mise en évidence du recul des berges par des levés topographiques ;

4) L'étude a été complétée par une recherche bibliographique. On a compilé les informations sur les torrents figurant dans divers articles ou ouvrages régionaux et qui étaient complémentaires des archives R.T.M. On a également procédé à l'analyse de plusieurs études
étrangères sur la dynamique torrentielle, afin de confronter nos observations avec celles d'autres chercheurs.

## 2) APPROCHE D'ENSEMBLE DE LA TORRENTIALITE DANS LE BASSIN DE L'ARVE.

### 2.1 : Le domaine d'étude.

Dans un premier temps, on déterminera très grossièrement l'extension du domaine torrentiel dans le bassin versant de l'Arve. On proposera ensuite une typologie des torrents de l'Arve et présentera les bassins qui ont plus particulièrement été étudiés.

#### 2.1.1 : Les zones d'activité torrentielle dans le bassin versant de l'Arve.

La figure 4.1 localise les principales zones d'activité torrentielle du bassin de l'Arve. Sont considérés comme étant des torrents actifs, les réseaux de drainage primaires, affluent de l'Arve ou de l'un de ses cours d'eau tributaires les plus importants (Bon Nant, Giffre, Borne, Menoge...), qui sur les cent dernières années ont connu des périodes de crise morphodynamique ; il en est résulté des transports solides de grande ampleur.

Un relief très énergique est la condition nécessaire pour que se développent les processus torrentiels. Il n'est donc pas surprenant que les torrents actifs soient implantés dans les têtes de bassin versant de l'Arve et de ses affluents les plus montagnards :

- sur la haute-Arve, de nombreux torrents drainent la bordure septentrionale du massif du Mont-Blanc. Ils sont presque tous alimentés par les eaux issues des zones englacées. L'abondance des écoulements estivaux favorise le charriage de masses considérables de sédiments ;

- dans le bassin de Sallanches, plusieurs torrents actifs ont été recensés. La plupart d'entre-eux sont implantés sur le flanc SO de la chaîne des Fiz qui domine la plaine alluviale de l'Arve de près de 2000 mètres. Les autres torrents sont originaires des contreforts du Mont-Blanc et dominent la ville de Saint-Gervais ;

- dans la vallée du Bon Nant, la torrentialité est extrêmement développée. Elle affecte la façade occidentale du massif du Mont-Blanc, parcourue par les émissaires des glaciers du versant. Sur le flanc opposé de l'auge glaciaire, de nombreux torrents dissèquent le versant. Ils sont issus de la ligne de crête passant par les Mont d'Arbois et Mont Joly qui domine la station de Mégève ; son altitude ne dépasse jamais 2 500 mètres ;

- dans le bassin du Giffre, deux secteurs sont plus particulièrement exposés aux processus torrentiels. Le premier s'étend sur la plus grande partie du massif du Haut-Giffre qui constitue la tête de bassin de la rivière. Ici encore les dénivellations sont couramment comprises entre 1500 et 2000 mètres, le point culminant étant le Buet (3100 mètres). Plus à l'aval, les bassins torrentiels sont implantés sur la bordure méridionale des Préalpes du Chablais. Leur réseau de drainage rejoint la plaine alluviale du Giffre.
<figure><img src="image_109.png" /><figcaption>Figure 4.1 : Localisation des zones d'activité torrentielle dans le bassin de l'Arve.</figcaption></figure>
Le recensement des principaux secteurs d'activité des torrents de l'Arve ne doit pas occulter
les zones où, malgré un relief énergique, les processus torrentiels sont moins développés, voire
absents :

- Il n'existe pas de véritable torrent comportant un bassin de réception bien développé dans le massif des Aiguilles Rouges. Le réseau de drainage est relativement réduit, en particulier sur le flanc méridional de l'auge de Chamonix, comme l'indique Veyret (1959) qui souligne "la carence du ruissellement" ; les écoulements empruntent les ravins qui dissèquent le versant ; ceux-ci sont façonnés avant tout par les avalanches printanières. Sur l'autre versant du massif, il rejoint deux cours d'eau torrentiels qui sont les collecteurs du massif : la Diosaz qui conflue avec l'Arve à Servoz après un long parcours en gorge, le cours d'eau torrentiel de l'Eau de Bérard, émissaire des petits glaciers des Aiguilles Rouges et affluent du haut-Rhône valaisan. La Diosaz n'a semble-t'il jamais connu d'épisode de charriage extrême, malgré des périodes de fort transport solide lors des crues ;

- en rive gauche du bassin de Sallanches, on note l'absence de torrents actifs sur un relief beaucoup moins énergique que sur le versant opposé. Le torrent de la Sallanches qui draine une partie de l'envers des Aravis constitue la seule exception à la règle et ses débordements dans la ville ont longtemps causé d'importants dégâts ;

- dans la cluse de l'Arve, malgré de fortes dérivations entre les lignes de crête et la vallée, les torrents de la chaîne des Fiz ou de l'extrémité NE des Aravis produisent rarement d'importants transports solides. Il n'en a pas toujours été ainsi, comme en témoignent les cônes de déjection qui encombrent partiellement la vallée alluviale ;

- on notera encore la faible activité actuelle des torrents du massif calcaire du Genevois, au relief pourtant escarpé. Sur sa façade nord, seuls quelques ravins primaires délivrent des charriages ; ils alimentent de petits cours d'eau qui confluent avec l'Arve dans le bassin de Cluses. Sur le versant opposé drainé par le Borne, les torrents sont peu actifs ; cependant, la récente catastrophe du Grand-Bornand, le 14 juillet 1987, montre que sous l'effet de pluies d'intensité exceptionnelle, les cours d'eau alimentant le Borne peuvent connaître des épisodes de forte activité morphologique.

En définitive, un premier recensement rapide des zones de forte activité torrentielle met en évidence leur localisation sur un pourcentage réduit de la surface du bassin versant de l'Arve. Tout au long de cette étude, on affinera les observations sur les zones de forte production sédimentaire et recherchera les facteurs qui contrôlent l'activité des torrents de l'Arve.

### 2.1.2 : Typologie des torrents de l'Arve.

Face à un nombre important de torrents actifs, on a procédé au choix de quelques bassins qui soient à la fois représentatifs de la gamme des torrents de l'Arve et pour lesquels on puisse disposer d'une abondante documentation. Les torrents sélectionnés sont tous localisés dans la tête du bassin versant de l'Arve ou dans la vallée du Bon-Nant (Figure 4.2). Il appartiennent à de multiples environnements montagnards et différent par leur étendue, leur orientation, leur altitude moyenne et leur régime hydrologique (Tableau 4.1). On les a classé en différentes catégories :

- les émissaires glaciaires reçoivent des flux hydriques provenant pour une grande part de la haute-montagne. Le taux d'englacement de ces bassins est élevé; les écoulements sont permanents et particulièrement abondants pendant la saison estivale. Sur beaucoup d'entre-eux, il
<figure><img src="image_110.png" /><figcaption>Figure 4.2 : Localisation des bassins torrentiels sélectionnés.</figcaption></figure>
<table><caption>**Tableau 4.1 : Caractéristiques des torrents étudiés.**</caption><thead><tr><th>Torrents</th><th>Surface du bassin</th><th>Orientation</th><th>Altitude moyenne</th><th>Taux d'englacement</th><th>Localisation</th></tr></thead><tbody><tr><td colspan="6"><strong>Glaciaire</strong></td></tr><tr><td>Creusaz (glacier des Bossons)</td><td>?</td><td>N</td><td>&gt; 2 500 m</td><td>&gt; 50 %</td><td>Chamonix</td></tr><tr><td colspan="6"><strong>Mixte</strong></td></tr><tr><td>Armancette</td><td>745 ha</td><td>0</td><td>2 300 m</td><td>13 %</td><td>Contamines -Montjoie</td></tr><tr><td>Griaz</td><td>420 ha</td><td>N</td><td>2 200 m</td><td>12 %</td><td>Les Houches</td></tr><tr><td colspan="6"><strong>Sans influence glaciaire</strong></td></tr><tr><td>Nant Rouge</td><td>1 140 ha</td><td>E</td><td>1 750 m</td><td>0 %</td><td>Contamines -Montjoie</td></tr><tr><td>Nant Bourdon</td><td>340 ha</td><td>S</td><td>1 600 m</td><td>0 %</td><td>Plateau d'Assy</td></tr><tr><td>Reninges</td><td>165 ha</td><td>S0</td><td>1 500 m</td><td>0 %</td><td>Sallanches</td></tr><tr><td>Nant Gibloux</td><td>160 ha</td><td>0</td><td>1 450 m</td><td>0 %</td><td>St-Gervais</td></tr><tr><td>Rippaz</td><td>255 ha</td><td>0</td><td>1 350 m</td><td>0 %</td><td>Cluse de l'Arve</td></tr></tbody></table>
n'existe pas de véritable bassin de concentration des écoulements qui soit situé en dehors des surfaces englacées et donnant lieu à des ravinements. Les données des archives du Service RTM concernant ces torrents sont peu abondantes ; elles n'ont pas permis leur étude approfondie. Plusieurs d'entre-eux seront cependant évoqués, dont le * torrent de la Creusaz* , émissaire du glacier des Bossons ;

- les **torrents** que l'on a qualifiés de "mixtes" occupent de vastes espaces situés en limite de la zone englacée. La surface occupée par les glaces demeure relativement modérée, comme le mettent en évidence les exemples des torrents de la Griaz et d'Armancette. Ils conservent cependant les caractéristiques de l'hydrologie glaciaire (pérennité des écoulements, forte abondance estivale, débâcles liquides indépendantes des conditions météorologiques...). Les torrents étudiés sont les suivants :

1) le * torrent de la Griaz* conflue avec l'Arve aux Houches, en aval de la petite retenue E.D.F. Il est divisé en deux ravins dont l'un (ravin de la Griaz) est alimenté par les eaux de fonte du glacier suspendu de la Griaz ; l'autre n'a pas d'influence glaciaire (ravin des Arandellys) ;

2) le * torrent d'Armancette* est un affluent du Bon-Nant sur la commune des Contamines-Montjoie. Comme le précédent, il se divise en deux branches principales, dont l'une est l'émissaire du glacier d'Armancette ; la seconde draine la vaste combe d'Armancette ;

- les **torrents sans influence glaciaire** occupent les massifs de la zone subalpine, dont l'altitude dépasse rarement 2700 mètres. Les flux hydriques sont abondants au printemps, lors de la fonte des neiges et lors des fortes précipitations. Néanmoins, la faible superficie des bassins versants et leur capacité de rétention hydrique limitée font que la pérennité des écoulements est rarement assurée tout au long de l'année. Ainsi, on a pu observer le tarissement de plusieurs torrents de la chaîne des Fiz, pendant les périodes sèches de l'été 1986. Nos investigations sur ce type de torrent ont porté sur sept bassins versants, dont cinq ont été étudiés de manière plus approfondie :

1) les **torrents de Reninges et des Ruttets** drainent des bassins de réception voisins, implantés sous la corniche urgonienne de l'Aiguille de Varan (2541 m) (Figure 4.3). Leur altitude est supérieure à la limite de la végétation forestière ;

2) les **Nant Gibloux et Vernay** sont deux petits bassins issus des contreforts du massif du Mont-Blanc. Ils drainent le versant occidental de Tête Noire (1741 m) et du Prarion (1967 m) qui dominent Saint-Gervais. Ils sont situés en totalité sous la limite supérieure de la forêt ;

3) le bassin du **Nant de la Rippaz** culmine à la Croix de Fer (2337 m). Il occupe une position intermédiaire en altitude par rapport aux précédents. Il rejoint la rive droite de la rivière à l'entrée de la cluse de l'Arve ;

4) le **Nant Bourdon** draine les pentes situées sous les hautes crêtes de la Pointe de Platé (2553 m) et du Dérochoir. Il s'écoule vers le Plateau d'Assy, avant de confluer avec l'Arve dans la partie amont du bassin de sallanches. Depuis quelques années, il présente l'intérêt d'être en pleine activité et connaît de très fréquents transports solides ;

5) le bassin du **Nant Rouge** est situé vis à vis du torrent d'Armancette. Il est caractérisé par sa grande superficie et un réseau de drainage aux ramifications nombreuses et complexes. Le torrent principal s'écoule selon un axe dirigé globalement N-S; il constitue une véritable gouttière, alimentée par de multiples ravins qui dissèquent le flanc oriental de l'auge glaciaire du Bon Nant.
Les torrents sélectionnés appartiennent à des environnements très diversifiés. Ils sont tous susceptibles de fournir de volumineux transits sédimentaires, comme cela s'est produit à de nombreuses reprises depuis le début du siècle. Des Séries Domaniales ont été créées dans tous ces bassins et des travaux de correction d'ampleur variable effectués à diverses dates. Les informations les plus intéressantes ont été recueillies sur les torrents sur lesquels les forestiers sont intervenus pendant une longue période. Ainsi, ce sont les archives des torrents de Reninges et de la Griaz, dont la correction a débuté en 1890 qui ont fourni la documentation la plus riche.

## 2.2: Etude comparative des bassins versants torrentiels.

Les bassins torrentiels qui vont être étudiés ici ont été choisis pour leur appartenance à une large gamme de milieux et diffèrent par de nombreuses caractéristiques. Ces différences sont d'ailleurs la base de la sélection. Néanmoins, ils ont certains facteurs en commun que l'on va maintenant essayer de mettre en évidence.

### 2.2.1 : Les pentes.

La figure 4.4 synthétise plusieurs profils en long sur un même document. Ils ont été établis sur les cartes topographiques I.G.N. à l'échelle 1/20.000. La comparaison des profils montre que les pentes sont très raides sur la plupart des torrents, l'énergie gravitaire étant à l'origine de l'ampleur parfois démesurée du phénomène torrentiel : 1) c'est dans la partie supérieure du bassin que les pentes moyennes sont généralement les plus fortes; elles peuvent parfois dépasser 100 % ; 2) le chenal d'écoulement conserve une grande raideur. Sa pente est fréquemment renforcée par des sections subverticales, associées à des corniches calcaire. On en compte trois sur le torrent de Reninges dont l'une atteint près de 100 mètres (voir Figure 4.3). Dans le ravin de la Griaz, elles se succèdent depuis le front du glacier sur près de 500 mètres de dénivellation ; 3) la pente diminue progressivement sur le cône de déjection ; elle s'établit en moyenne entre 10 et 15 %.

L'observation des profils montre que beaucoup sont de forme concave et se redressent rapidement. Sur les autres, la concavité est moins marquée et les pentes sont plus faibles : 1) sur le Nant Bourdon, le plateau d'Assy favorise une nette diminution de pente ; c'est en quelque sorte un cône de déjection d'altitude où s'accumulent partiellement les charriages issus de la partie supérieure du bassin ; 2) sur le Nant Gibloux, on observe un large replat dans la partie supérieure du bassin. Plus à l'aval, la pente est par contre aussi raide que sur les autres torrents, c'est dans cette section que se déclenchent les transports solides ; 3) collecteur de multiples ravins, le Nant Rouge est peu pentu. Par contre ses tributaires que représente sur la figure 4.4 le Nant du Plan, sont d'une raideur comparable aux autres torrents.

### 2.2.2 : La nature du substrat.

#### a) Méthode.

On a comparé la lithologie des formations geologiques des différents bassins sélectionnés par une technique semi-quantitative. Pour ce faire, on a effectué un travail de planimétrie sur les cartes géologiques du secteur : 1) on a utilisé la carte de Saint-Gervais au 1/50 000 pour les bassins du Nant Rouge, d'Armancette, du Nant Gibloux et de la Griaz ; 2) la géologie du versant Sud
<figure><img src="image_111.png" /><figcaption>Figure 4.3 : Pentes des torrents sélectionnés.</figcaption></figure>
<figure><img src="image_112.png" /><figcaption>**Figure 4.4** : Bassin du torrent de Reninges-Ruttets, d'après une ancienne carte datée de 1888. (Archives R.T.M 74)</figcaption></figure>
du massif de Platé, où est implanté le Nant Bourdon, apparaît sur la carte Zermos de Passy-Servoz au 1/20.000 ; 3) les torrents de Reninges et de la Rippaz n'ont pu être planimétres ; ils figurent uniquement sur la carte géologique au 1/80.000 d'Annecy dont l'échelle est trop réduite pour une telle étude. L'analyse du substrat de ces deux bassins est donc seulement descriptive.

Les formations géologiques ont été classées en unités de comportement homogène vis à vis de l'érosion. Trois classes principales ont été définies :

- les formations meubles regroupent les dépôts détritiques quaternaires superficiels. Il s'agit principalement des ensembles morainiques récents ou hérités, des dépôts torrentiels, des éboulis de gravité, des matériaux issus d'éboulements, de glissements qui nappent les versants. Ils peuvent avoir une plus ou moins bonne cohésion, mais résistent généralement assez mal à l'érosion ;

- les formations rocheuses peu cohérentes regroupent les roches en place, très délitables et aisément érodées. Appartiennent à cette catégorie les marnes, les schistes, les grès et les cargneules. Le gypse est un cas particulier dans la mesure où il est à la fois peu cohérent et résiste très mal à la dissolution ;

- les formations rocheuses cohérentes regroupent les ensembles géologiques les plus résistants. Il s'agit des formations sédimentaires calcaire de la zone subalpine (Urgonien, Malm) et cristallines du massif du Mont-Blanc (gneiss, schistes cristallins). Ces dernières sont souvent très fracturées, ce qui diminue leur résistance à l'érosion ; c'est particulièrement le cas en bordure du socle, où les roches ont été fortement broyées lors de l'orogénie alpine. On a créé une sous-catégorie pour les formations fracturées. Elles sont moins résistantes et fournissent d'importantes quantités de débris, de granulométrie généralement grossière.

Chaque formation a été planimétrée : afin d'augmenter la précision du travail, on a cumulé entre trois et dix mesures de surface et calculé leur moyenne. L'échelle réduite de la carte géologique et la précision des informations portées sur celle-ci (en particulier l'extension des dépôts détritiques quaternaires) ne permettent pas d'obtenir des résultats d'une grande exactitude ; cependant, ils le sont suffisamment pour être démonstratifs.

## b) Résultats.

Afin de faciliter la comparaison, on a regroupé les résultats sur un graphique unique (Figure 4.5 A). Il apparaît immédiatement que tous les torrents étudiés sont implantés dans des formations géologiques contenant un fort pourcentage de roches fortement affouillables.

Si on détaille un peu les observations, on voit apparaître trois groupes de torrents :

- les torrents mixtes sont largement implantés dans les formations cristallines cohérentes. Une partie non négligeable de cette surface est constituée de roches très fracturées, susceptibles de fournir des quantités importantes de débris : 1) les formations détritiques quaternaires sont représentées dans des proportions similaires aux roches cohérentes. Lors de leurs différentes phases de retrait, les glaciers du Mont-Blanc ont abandonné de grandes quantités de matériaux ; de même, les roches cristallines alimentent de nombreux processus de façonnement des versants, les matériaux s'accumulant au pied des pentes (éboulis, cônes de déjection...) ; 2) les formations rocheuses peu cohérentes occupent des surfaces très réduites. Dans le bassin d'Armancette, les cargneules triasiques et schistes du Lias sont confinés dans les parties basses du torrent et en particulier dans le fond du talweg. Sur le torrent de la Griaz, les schistes liasiques constituent la
majeure partie des apports de la rive gauche du ravin des Arandellys ; ils ne représentent malgré tout qu'une fraction minime de la superficie totale du bassin versant. Le gypse affleure dans le fond du talweg des Arandellys ;

- d'autres bassins sont implantés pour leur plus grande partie dans les formations détritiques quaternaires. C'est le cas du Nant Bourdon et du Nant Gibloux. Le premier incise le vaste éboulement postglaciaire du versant sud de Platé; le second est établi dans les dépôts morainiques würmliens qui nappent le versant occidental de Tête Noire : 1) les formations rocheuses peu cohérentes sont extrêmement peu repandues sur les deux bassins : dans le fond du talweg du Nant Gibloux affleurent le gypse et les cargneules triasiques; sur le Nant Bourdon, elles sont un peu plus développées (environ 10 %), notamment dans la partie supérieure du bassin, où affleurent les schistes et marno-calcaires du Crétacé ; 2) les roches cohérentes sont présentes sous la forme de corniches subverticales sur le Nant Gibloux ; en projection horizontale leur extension est très faible. Au contraire, les secteurs du bassin du Gibloux où affleurent les roches du socle cristallin sont beaucoup moins pentus ; projetés, ils occupent donc une superficie nettement plus importante ;

- le dernier groupe de bassins torrentiels est implanté préférentiellement dans les formations rocheuses peu cohérentes. Le Nant Rouge en constitue l'exemple typique : les schistes du Lias affleurent sur une forte superficie; le gypse et les cargneules occupent les parties basses du torrent et en particulier les talwegs. Sur ce type de torrent : 1) les formations meubles sont relativement rares ; ce sont principalement les dépôts morainiques non décapés par l'érosion et surtout les zones de glissement de terrain. En fait, l'examen des photographies aériennes montre qu'elles ont été largement sous-représentées sur la carte géologique ; 2) les formations rocheuses cohérentes sont pratiquement inexistantes sur le Nant Rouge.

<figure><img src="image_113.png" /><figcaption>**Figure 4.5** : Types de substrat et nature de la couverture végétale sur les torrents sélectionnés.</figcaption></figure>
Les bassins de Reninges et de la Rippaz n'ont pas été planimétrés. Malgré tout, leurs caractéristiques lithologiques se rapprochent de celles du Nant Rouge. L'analyse de la carte géologique au 1/80.000 montre que les séries tendres prédominent : ce sont les schistes du Valanginien dans lesquels est implanté le bassin de réception, les séries schisto-marneuses de l'Oxfordien et du Bathonien. Les formations meubles occupent une superficie relativement réduite : l'altération en profondeur des schistes favorise le déclenchement de nombreux glissements de terrain ; les matériaux issus de l'écroulement des corniches calcaire subverticales s'accumulent en d'épaisses nappes d'éboulis.

### 2.2.3 : La couverture végétale.

#### a) Méthode.

Comme pour l'étude du substrat, on a procédé à l'analyse planimétrique de la couverture végétale des bassins torrentiels sélectionnés. On a utilisé deux types de documents : les photographies aériennes I.G.N. infra-rouge fausses couleurs de 1984 et les cartes topographiques au 1/20.000.

On a reporté sur les cartes topographiques les formations végétales qui figuraient sur les photographies aériennes. Trois difficultés se sont présentées : 1) des problèmes de repérage sur les photographies ; 2) l'enneigement tardif des zones d'altitude qui masquait la couverture végétale (les clichés I.G.N. ont été pris en juillet) ; 3) le pourcentage de recouvrement très variable de la végétation dans certains secteurs (formations végétales ouvertes). Afin de simplifier les opérations de planimétrie, les surfaces sur lesquelles la végétation était éparse ont été considérées comme étant des sols nus.

Trois types d'informations ont été recensés et planimétrés : 1) les surfaces dépourvues de végétation qui englobent les terrains stériles et les zones englacées ; 2) les pâturages et les zones de pelouse alpine ; 3) les surfaces boisées et les landes d'aulne vert qu'il ne nous a pas semblé utile de différencier. Les boisements et formations herbacées assurent une bonne protection du sol contre l'érosion et retardent les écoulements ; les sols nus sont directement soumis aux processus érosifs et sont incapables de stocker les précipitations d'où un ruissellement intense.

Comme lors de l'étude des substrats, chaque surface a été calculée par le cumul de trois à dix opérations de planimétrie. Malgré tout, les résultats sont des ordres de grandeur et non pas des valeurs exactes, d'importantes simplifications ayant été faites lors du recueil des données. Ils sont cependant d'une précision suffisante pour permettre un analyse correcte.

#### b) Résultats.

Sur la figure 4.5 B, on a représenté le taux de recouvrement des différentes formations végétales par rapport à la superficie totale des bassins torrentiels. Des différences considérables apparaissent immédiatement entre des bassins complètement végétalisés (forêt, pelouse) et d'autres où dominent les sols nus. Ces informations sont faussées par l'étagement des bassins versants qui influence le développement végétal. Afin d'affiner l'analyse, il était nécessaire de procéder par tranches d'altitude.

La figure 4.6 compare les bassins torrentiels par tranches d'altitude de 500 mètres, les cônes de déjections étant exclus de l'étude :
<figure><img src="image_114.png" /></figure>

**Figure 4.6** : Evolution de la couverture végétale par tranches d'altitude de 500 mètres.
1) altitude inférieure à 1000 m.

Quatre torrents possèdent des surfaces à une altitude inférieure à 1 000 mètres. Elles sont toutes complètement végétalisées, principalement par la forêt. Les épandages graveleux du chenal torrentiel sont dépourvus de végétation et ont été comptabilisés dans les sols nus. D'une faible superficie sur le Nant Gibloux et le torrent de Reninges, ils sont un peu plus étendus sur la Rippaz et le Nant Bourdon ; en effet, les versants qui dominent le talweg de ces deux torrents ont été déstabilisés par les affouillements ;

2) altitude 1000-1500 m.

Dans cette tranche d'altitude, les boisements sont bien développés et excèdent toujours 50 % de la surface. Les pâturages remplacent en partie la forêt sur certains bassins, tels les Nant Rouge, torrent d'Armancette et Nant Gibloux. Ils assurent également une bonne protection des sols contre l'érosion. Les sols nus occupent une superficie réduite sauf sur trois torrents : 1) sur la Griaz; les dépôts sédimentaires accumulés en arrière des barrages occupent une vaste superficie, la vallée étant dans ce secteur relativement large ; 2) sur les Nant Bourdon et Nant de la Rippaz, on observe comme précédemment une déstabilisation des versants qui dominent le chenal.

3) altitude 1500-2000 m.

Les surfaces occupées par les boisements diminuent nettement, l'altitude devenant trop élevée pour que la forêt puisse se développer. Seul le Nant Gibloux fait exception à cette règle, son taux de boisement étant voisin de 100 %. Les pâturages d'altitude qui résultent de défrichements abaissent la limite supérieure de la forêt : sur le Nant Rouge aux pentes relativement douces, ils occupent la majorité des surfaces. On notera également la très nette différence entre les torrents mixtes de la Griaz et d'Armancette : le premier mal exposé et très pentu n'a jamais été utilisé comme pâturage ; au contraire, ceux-ci occupent de vastes surfaces bien ensoleillées et en pente plus faible sur le second. C'est entre 1500 et 2000 mètres d'altitude que sont implantés la plupart des bassins de réception torrentiels de la chaîne des Fiz. Leur état très dégradé se traduit par une forte augmentation de la superficie des sols nus. Dans le bassin du Nant Bourdon, l'urbanisation du plateau d'Assy et l'extension de la station de ski renforce leur importance relative ;

4) altitude 2000-2500 m.

La forêt disparaît complètement de cette tranche d'altitude. De vastes espaces sont encore occupés par la végétation herbacée. Les torrents de la chaîne des Fiz constituent une exception, l'importance relative des sols nus étant très forte. En fait, ces surfaces représentent un pourcentage extrêmement faible de la superficie totale des bassins versants : elles concernent principalement les corniches calcaire subverticales qui dominent les bassins de réception. L'extension des sols nus est toujours forte sur les torrents mixtes de la Griaz et d'Armancette. Comme pour la tranche d'altitude 1500-2000 mètres, on observe une nette opposition entre ces deux bassins que l'on peut attribuer aux mêmes facteurs. Sur le Nant Rouge, les surfaces occupées par les sols nus demeurent d'une extension modérée et sont confinées dans les ravins. Leur planimétrie ne permet pas une estimation de l'ampleur véritable des érosions qui sont ici des phénomènes linéaires ;

5) 2 500-3 000 m.

Seuls les torrents mixtes de la Griaz et d'Armancette atteignent ces altitudes. Les conditions écologiques sont très défavorables et la couverture végétale est peu développée. On entre dans le domaine du roc et de la glace, où les sols nus occupent la majorité de l'espace.
### 2.2.4 : Conclusion.

L'analyse rapide de quelques bassins torrentiels de l'Arve permet de faire diverses remarques :

1) de l'étude des profils en long, il ressort que **des pentes très fortes** sur l'ensemble du profil ou sur certaines de ses sections sont une caractéristique commune à tous les bassins torrentiels étudiés. La vigueur des pentes conditionne l'énergie parfois démesurée des écoulements torrentiels ;

2) tous les bassins torrentiels étudiés sont implantés dans des formations géologiques susceptibles de libérer **des débris en abondance et de toute granulométrie**. Il est très probable que l'étude de tous les torrents actifs du bassin de l'Arve aurait conduit aux mêmes conclusions. D'une manière générale, **les zones de forte production sédimentaire** n'occupent pas forcément de vastes surfaces, mais **sont ponctuelles**. L'analyse planimétrique ne les met pas toujours en évidence et permet encore moins d'évaluer leur rôle respectif dans la recharge en matériaux du torrent. Une étude détaillée de chaque bassin versant est nécessaire pour les localiser avec précision et déterminer dans quelle mesure elles participent au déclenchement des transports solides torrentiels ;

3) l'étude planimétrique détaillée de la couverture végétale des bassins torrentiels montre qu'il n'y a pas **forcément de corrélation entre l'activité des torrents étudiés et le taux de recouvrement végétal des bassins versants** : 1) sur le Nant Gibloux et dans une moindre mesure sur le Nant Rouge, la végétation occupe la quasi-totalité de la surface du bassin versant. Pourtant, ces torrents ont connu des transports solides considérables à diverses reprises ; 2) sur le Nant Bourdon, le bassin de réception faiblement végétalisé et implanté dans des formations très affouillables engendre rarement des transports solides de grande ampleur. Les laves naissent dans la partie basse du chenal d'écoulement relativement bien végétalisée. Cette observation confirme le rôle considérable des zones ponctuelles de forte production sédimentaire qui, en dépit de leur faible extension, participent pour une grande partie à l'alimentation des talwegs.

Les premiers résultats tirés de cette approche globale de la torrentialité dans le bassin de l'Arve mettent en évidence le rôle considérable du facteur "production sédimentaire" dans le déclenchement des processus torrentiels. Ils montrent la nécessité d'analyser de manière détaillée quelle est la dynamique des sédiments dans le système torrentiel.

## 3) LA DYNAMIQUE DES SEDIMENTS DANS LE SYSTEME TORRENTIEL.

### 3.1 : Les apports des versants au lit torrentiel.

Les processus géomorphologiques assurant le transport des matériaux vers les talwegs sont extrêmement variés. Ils fonctionnent chacun selon un rythme qui leur est propre, sur des pas de temps différents et le plus souvent de manière indépendante des processus torrentiels. L'évolution des versants n'est pas obligatoirement conditionnée par celle des talwegs ; ils évoluent la plupart du temps par le haut (Tricart, 1960). Les matériaux mobilisés par les processus de versant ne gagnent pas forcément les chenaux, mais peuvent être abandonnés parfois définitivement sur les pentes, en dehors de toute influence torrentielle.
<figure><img src="image_115.png" /><figcaption>**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).</figcaption></figure>
Le but de cette étude n'est pas de faire le recensement exhaustif des processus géomorphologiques acheminant les sédiments jusqu'aux talwegs. On se contentera d'en décrire quelques-uns parmi les principaux ; de nombreux exemples sélectionnés dans les archives R.T.M. permettront d'illustrer l'analyse.

### 3.1.1 : Les érosions superficielles.

Deux processus seront plus particulièrement examinés : le ravinement et la solifluxion. Tous deux affectent préférentiellement les vastes surfaces dénuées composant les têtes de bassin versant. La morphologie des bassins de réception des torrents de l'Arve est peu favorable à leur épanouissement : l'énergie du relief, la complexité de la structure sont telles qu'ils sont composés de la juxtaposition d'unités de superficie relativement réduite, aux comportements vis à vis de l'érosion très différents.

1) Le **ravinement** affecte les surfaces dénuées en forte pente assises dans des formations géologiques peu résistantes (Figure 4.7). Les eaux de ruissellement tendent à faire migrer les matériaux altérés ou très délitables des versants vers l'aval. Leur concentration progressive leur permet d'acquérir une énergie croissante et d'inciser de profondes ravines qui dissèquent les versants. Tricart (1977) a montré l'existence d'un seuil de surface de l'impluvium en dessous duquel les processus de ravinement ne pouvaient se déclencher. Dans le bassin de l'Arve, les formations schisteuses d'altitude sont soumises à ce type d'érosion : une partie du bassin de réception du torrent de Reninges, celui du torrent des Ruttets, tous deux implantés dans les schistes noirs du Valanginien, ont des pentes très fortes dépassant parfois 100 %. Le ravinement dans ces sections est intense et empêche toute implantation de la végétation (voir Figure 4.25). Lors d'intenses précipitations, les matériaux mobilisés sur les versants s'accumulent dans les talwegs.

2) La **solifluxion** se manifeste dans les parties hautes du bassin versant. L'imbibation des terrains schisteux lors de la fonte des neiges provoque le lent fluage vers l'aval des formations altérées. Ce processus fut l'un des principaux obstacles à la végétalisation des bassins de Reninges et des Ruttets, à la fin du 19ème siècle. Dans les cas extrêmes, cette imbibation excessive engendre de petites coulées boueuses superficielles, comme en témoigne cette observation faite sur le torrent de Reninges en 1902 : "la neige (...) détermine au moment de sa fusion une imbibation trop complète de la partie meuble du sol. Celui-ci acquiert par suite une certaine fluidité et sur certaines surfaces coule à la façon d'une lave consistante mais très peu épaisse" (Archives R.T.M.74 ; rapport Bernard, 6 nov. 1902). Ces petites coulées boueuses printanières, lorsqu'elles atteignent le fond des ravins, participent à leur remblaiement.

### 3.1.2 : Les avalanches.

Les avalanches de fonte constituent à la fois un agent d'érosion et d'exportation des sédiments en direction des talwegs particulièrement efficace. Elles empruntent ou rejoignent les axes de drainage, se chargeant pendant leur transit d'une grande quantité de matériaux détritiques. Ceux-ci ont été auparavant préparés et mobilisés par d'autres processus géomorphologiques de versant (éboulements, chutes de pierres...) et les avalanches assurent le relais pour évacuer le matériel vers les lits torrentiels. Ce peut être également des matériaux non remaniés, érodés lors du passage de l'avalanche : leur susceptibilité à être pris en charge est alors fréquemment liée au degré d'imbibation des terrains par les eaux de percolation issues du manteau neigeux en cours de fonte. Elles assurent une excellente préparation du matériel et diminuent fortement la cohésion des matériaux : 1) dans le bassin de réception de Reninges, les avalanches printanières évacuent les débris d'éboulements et de chutes de pierres provenant de la falaise urgonienne sommitale; elles
décapent également le manteau de schistes altérés et liquéfiés par les eaux de percolation ; 2) dans le ravin de la Griaz, en amont du confluent avec le ravin des Arandellys, différents rapports du début du siècle insistent sur le rôle des avalanches comme fournisseur de matériaux aux talwegs. Elles véhiculaient la plus grande partie des apports solides annuels du ravin, les matériaux étant arrachés aux moraines libérées par le retrait du glacier de la Griaz. De la même manière, elles assuraient le curage régulier du talweg, évacuant les dépôts accumulés pendant l'hiver et préparés par la gélifraction et autres processus... (Archives R.T.M. 74 ; rapport Arlen, 13 janv. 1896).

Les culots d'avalanches qui subsistent tardivement dans les lits torrentiels fonctionnent comme des embâcles et bloquent les transits de matériaux. L'exemple de l'avalanche de la Griaz tiré des Archives R.T.M. met en évidence un double phénomène : 1) un blocage latéral des apports du ravin des Arandellys, lorsque l'avalanche était d'ampleur inaccoutumée. Les premières laves torrentielles qui se déclenchaient dans ce ravin s'accumulaient en amont du confluent Griaz-Arandellys, comme ce fut le cas en 1902 (Archives R.T.M. 74 ; rapport Bernard, 3 sept. 1902). Après disparition de la neige, une importante masse de matériaux instables provoquait un raidissement local du profil en long et menaçait d'être reprise en charge au premier orage ; 2) en arrière de l'avalanche de la Griaz, la charge grossière charriée par les eaux de l'émissaire glaciaire transitait difficilement et s'accumulait derrière la masse neigeuse. Ici encore, il en résultait une acentuation locale de la pente.

Tous les bassins torrentiels d'altitude de la vallée de l'Arve connaissent de telles avalanches. Elles se produisent en général dans le bassin de réception, parcourent le chenal d'écoulement et peuvent parfois atteindre le cône de déjection.

### 3.1.3 : Les éboulements et chutes de blocs.

Eboulements et chutes de blocs peuvent participer de manière très active au comblement des lits torrentiels. Les matériaux, bien souvent très fractionnés par leur chute, seront par la suite aisément remobilisés par les processus torrentiels. Dans la vallée de l'Arve, les exemples de ces éboulements ne manquent pas. On se limitera à ceux des torrents de la Griaz et de Reninges pour lesquels on possède le plus de renseignements :

1) l'éboulement du "Dérochoir des Rognes" sur le torrent de la Griaz a été l'une des manifestations géomorphologiques récentes de grande ampleur les plus actives de la vallée (voir Figure 4.24). Une série de rapports établis par les Forestiers dès 1892 permet de reconstituer le phénomène : l'éboulement débuta en 1888 et pris rapidement une ampleur considérable. Des avalanches de blocs se déclenchèrent quotidiennement pendant les journées chaudes de la saison estivale jusqu'en 1904. A partir de cette date, le phénomène diminua d'intensité, puis cessa presque complètement vers 1910.

L'origine de l'éboulement fut assez rapidement détectée par l'étude de la zone de départ des matériaux, localisée au niveau du plateau des Rognes (alt. 2400 m.) : la sécheresse des étés de la période 1893-1906 favorisa la fonte d'un petit glacier mort abrité dans la cuvette des Rognes et déclencha la chute des débris morainiques jusqu'alors cimentés par la glace (Archives R.T.M. 74 ; rapport Mougin, 26 déc. 1910). Celle-ci apparaissait à faible profondeur, sous environ 1,50 à 2,00 mètres de matériaux (Archives R.T.M. 74 ; rapport Gerberon, 9 déc. 1893).

Lors des chaudes journées d'été, l'éboulement se mettait en action, annoncé "par un bruit sourd et prolongé dominé parfois par des détonations semblables à celles produites par de fortes pièces d'artillerie" (Archives R.T.M. 74 ; rapport Gerberon, 9 déc. 1892). Les blocs, empruntant les raides couloirs du versant, dévastèrent un peuplement de mélèze implanté en rive droite du ravin des Arandellys. Une série de clichés retrouvée dans les collections du Service RTM permet de
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**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).
suivre la destruction progressive du boisement, laminé par les chutes de pierres (Figure 4.8).

La quantité de matériaux qui s'accumula dans le ravin des Arandellys pendant cette période fut gigantesque. L'étude des profils en long et en travers de 1891-1893, synthétisés sur la figure 4.9 a permis de mettre en évidence un exhaussement considérable du lit torrentiel : l'aggradation dépassait en plusieurs sections 5 mètres de hauteur, avec un maximum de 7,40 mètres. Les profils nous ont permis de calculer le volume de matériaux accumulés dans le ravin pendant ces deux ans : 40 000 m³ de blocs et éléments de toute granulométrie se sont concentrés dans le talweg, alimentés principalement par le "Dérochoir des Rognes". Ce volume des dépôts est d'autant plus impressionnant que l'éboulement n'était fonctionnel que quelques dizaines de jours par an ;

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**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).

2) deux éboulements, phénomènes isolés et d'ampleur moindre que sur la Griaz, ont été observés ces dernières décennies dans le bassin de Reninges. Ici encore, ils ont partiellement remblayé le lit torrentiel, y accumulant une masse importante de débris rocheux et troncs d'arbres arrachés au versant :

- le 4 novembre 1933, "un éboulement considérable provenant de la falaise tithonique sous l'Aiguille de Warens" se déclenchait. Une partie des matériaux descendit jusqu'au talweg et 19 barrages de correction torrentielle, implantés dans la zone d'épandage des débris, "furent partiellement démolis et encombrés de roches plus ou moins volumineuses" (Archives R.T.M. 74 ; rapport Bouverot, 22 janv. 1935) ;
- au printemps 1969, un éboulement parti d'une falaise rocheuse du Dogger à la cote 1500 mètres, en rive gauche du torrent, entraîna de grosses quantités de bois et remblaya le talweg sur une longueur de près de 300 mètres. Au cours du mois d'août 1969, une équipe de forestiers travailla plusieurs jours pour tronçonner les gros arbres encombrant le lit et "permettre ainsi une évacuation plus fractionnée et moins dangereuse" des matériaux détritiques lors des crues (Archives R.T.M. 74 ; rapport Cotte, 28 juil. 1970).

### 3.1.4 : Les glissements de terrain.

Les glissements de terrain constituent le processus majeur d'alimentation sédimentaire des torrents de l'Arve. Beaucoup d'entre-eux ont incisé des terrains sensibles aux glissements ; ils peuvent être plus ou moins actifs, actuels ou hérités. On présentera plusieurs glissements affectant les bassins torrentiels de la vallée de l'Arve.

Les glissements de grande ampleur se produisent dans les épaisses formations quaternaires qui fossilisent les versants ou dans des secteurs où la roche en place est profondément altérée (schistes, cargneules...). Leur fonctionnement est sous la dépendance de l'eau qui s'infiltre sans difficulté dans la couverture détritique, dont elle modifie les propriétés mécaniques. Leur déclenchement ou leur réactivation sont souvent liés à des périodes anormalement pluvieuses ou, si le mouvement est chronique, aux époques de forts apports hydriques (fonte des neiges par exemple). L'effet de la gravité conduit les matériaux à migrer vers l'aval et à s'accumuler dans les talwegs :

1) avant la correction torrentielle, la recharge du torrent de Reninges se produisait principalement par l'intermédiaire de deux glissements d'une superficie totale d'environ 4 hectares, situés de part et d'autre du lit dans la partie la basse de la série domaniale. Ils prenaient naissance dans les marnes schisteuses oxfordiennes entre 1500 et 1700 mètres d'altitude, entre deux bancs calcaire résistants du Jurassique moyen et du Jurassique supérieur (Archives R.T.M., rapport Graeber, 2 juil. 1926). La dimension des éléments glissés était variable : les matériaux éboulés de la barre calcaire supérieure et nappant le versant instable constituaient la fraction granulométrique la plus grossière. Ils étaient enrobés d'un ciment boueux, constitué par les marnes schisteuses altérées remaniées par le glissement. Les fortes pentes dépassant parfois 100%, les eaux de fonte imprégnant la formation instable favorisaient le fluage des matériaux en direction du talweg (Archives R.T.M. ; rapport Arlen, 14 oct. 1897). Dès 1890, les travaux de correction consistèrent à édifier une série de barrages, destinés à caler le pied des glissements. Cette stabilisation réduisit considérablement leur activité et eut une incidence notable sur la recharge sédimentaire du torrent. Il s'ensuivit une diminution des transports solides torrentiels comme cela apparaît dans plusieurs rapports de l'époque; seule la partie supérieure du bassin versant profondément ravinée continuait à délivrer des débris en abondance;

2) en rive droite du torrent des Ruttets (Figure 4.10), les terrains en glissement, composés d'éboulis reposant sur l'oxfordien marneux, occupent une superficie d'environ 6 hectares entre les altitudes de 900 et 1100 mètres. Ils sont associés à des lignes de sources qui s'infiltrent dans les matériaux instables et maintiennent le sol dans un état de constante humidité (Archives R.T.M. 74 ; rapport Jacques, 20 nov. 1935);

3) le Nant Bourdon est implanté sur la bordure occidentale du vaste glissement de terrain du versant Sud du massif de Platé (Figure 4.10). Ces mouvements du sol anciens ou actuels affectent les niveaux altérés des schistes du Jurassique. Ceux-ci sont recouverts d'une épaisse nappe d'éboulis résultant des grands éboulements quaternaires du Dérochoir des Fiz, dont deux, au moins, auraient atteint le lit de l'Arve (Goguel et Pachoud, 1978).
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**Figure 4.10** : Glissements de terrain du versant Sud du massif de Platé (d'après Goguel et Pachoud, 1978).
Une investigation géotechnique récente dans le lit du Nant Bourdon a permis l'étude détaillée des matériaux d'éboulement, profondément affouillés par le torrent (Simecsol, 1983) : il s'agit de blocs de toutes dimensions, enchassés dans une matrice graveleuse. Les matériaux appartiennent à des formations géologiques d'inégale résistance : blocs calcaire, schistes, marnes et grès en voie d'altération. Des circulations d'eau diffuses et irrégulières se produisent au sein des éboulis, transitant probablement au contact avec le substratum. Des sondages et profils géophysiques ont été réalisés : l'épaisseur des éboulis atteindrait en moyenne 10 mètres; ils auraient fossilisé l'ancien talweg du Nant Bourdon (Figure 4.11). On ne connaît pas la nature du substratum sous-jacent, ni son degré d'altération. Quoi qu'il en soit, le glissement de terrain, réactivé par les crues du torrent, constitue une source quasi-inépuisable de matériaux alimentant les charriages torrentiels.

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**Figure 4.11** : Coupe en travers du Nant Bourdon, d'après les résultats des sondages géophysiques. L'ancien talweg a été fossilisé par les chutes de blocs (Source : Simecsol, 1983).

Les descriptions de glissements pourraient être multipliées : dans le ravin du Nant Rouge par exemple, l'étude des photographies aériennes permet d'observer plusieurs grands glissements affectant les cargneules triasiques ou les schistes du Lias. La plupart des bassins torrentiels de la vallée de l'Arve sont affectés de tels mouvements de masse qui jouent souvent un rôle prépondérant dans la recharge sédimentaire.

### 3.1.5 : Les apports par les glaciers.

Les processus glaciaires et la géomorphologie des zones englacées et de leurs marges ont été décrits en détail par Vivian (1975). Les glaciers sont à la fois un agent d'érosion par abrasion et un agent de transport particulièrement efficace. Les matériaux pris en charge par le glacier sont issus d'une grande diversité de processus géomorphologiques qui façonnent les versants de la haute montagne (Bozonnet, 1981); ils s'accumulent en avant des fronts glaciaires et sont
progressivement remaniés par les eaux du torrent glaciaire. Celui-ci s'est déjà chargé en sédiments lors de son parcours sous-glaciaire.

On dispose de peu de données quantitatives sur le rôle des glaciers dans la recharge de l'émissaire glaciaire. Une étude expérimentale a cependant été réalisée il y a quelques années, sur le torrent issu de la langue terminale du glacier des Bossons (Maizels, 1978). Elle est fondée sur l'étude hydrologique des débits de l'émissaire glaciaire, l'analyse de la teneur en matières dissoutes et de la matière en suspension d'échantillons d'eau et le calcul des charriages par la formule de Meyer-Peter et Müller. L'auteur propose une estimation des taux d'érosion dans le bassin englacé. Ils seraient de 630 m³. km⁻². an⁻¹ réparties selon les proportions suivantes : 1 % pour la charge dissoutée, 70 % pour la charge en suspension, 29 % pour les charriages. Il y faut ajouter 118 m³. km⁻². an⁻¹ qui se sont accumulés sur la trainée proglaciaire, soit au total 748 m³. km⁻². an⁻¹. Cette étude ponctuelle, effectuée sur une très courte période, ne peut être généralisée à l'ensemble des surfaces englacées.

### 3.1.6 : Conclusion.

1) L'étude des processus de versant fournissant la charge détritique aux lits torrentiels met en évidence leur caractère très souvent ponctuel par l'intermédiaire d'éboulements locaux et surtout de glissements de terrain. En d'autres termes, cela signifie que la plus grande partie des matériaux qui alimentent régulièrement les torrents sont issus d'une surface très réduite du bassin versant, ce que mettait déjà en évidence l'étude planimétrique.

2) L'action érosive des eaux courantes ruisselant sur les pentes est beaucoup plus faible, comme en témoigne le nombre réduit de bassins de réception soumis au ravinement. Elles sont incapables de mobiliser les matériaux de granulométrie grossière. Ceux-ci transitent vers les talwegs sous l'influence des mouvements de masse (glissements, éboulements, avalanches...).

3) Les matériaux se concentrent progressivement dans les zones basses, où ils sont stockés temporairement dans l'attente d'une nouvelle mobilisation. Dans la plupart des cas, leur mise en mouvement ultérieure sera liée à l'écoulement d'un fluide : ce peut être les avalanches de fonte printanières qui parcourent les axes de drainage ou les eaux courantes plus ou moins chargées lors d'une crue torrentielle. On observe donc des relais complexes entre les multiples processus de transport qui acheminent les matériaux détritiques dans la vallée.

## 3.2 : Les transports solides torrentiels.

Les transports solides torrentiels se produisent sous deux formes : le charriage classique, l'eau et les sédiments étant séparés en deux phases distinctes, liquide et solide; les laves torrentielles, eau et sédiments étant intimement liés en une seule phase visqueuse. Tous les torrents sont soumis à des charriages torrentiels, lors de petites crues. Lors des fortes crues, les transports solides peuvent demeurer biphasiques ou passer à un état visqueux. En fait, toutes les phases transitoires entre ces deux types d'écoulement existent, ce qui rend cette classification trop rigide. La transition d'un état à un autre ne dépend pas uniquement de l'intensité de la crue liquide, mais également des caractéristiques granulométriques des sédiments mobilisables. La présence d'argile dans des proportions comprises dans une fourchette relativement étroite est une condition nécessaire (Pierson, 1980); elle dépend en grande partie de la nature des formations géologiques présentes dans le bassin versant (abondance de schistes altérés, cargneules, gypse...).
A partir de divers exemples recueillis pour partie dans les archives du Service R.T.M., on essaiera de caractériser les transports solides des torrents de l'Arve. Il semble que l'on puisse différencier le comportement des torrents glaciaires soumis à des charriages torrentiels quelle que soit l'intensité de la crue, de celui des autres torrents à écoulements de type lave. On examinera ensuite les facteurs hydro-météorologiques du déclenchement des transports solides.

### 3.2.1 : Les émissaires glaciaires.

Les émissaires glaciaires ne connaissent, semble-t'il, que des transports solides de type biphasique ou peu visqueux. Leur instabilité et capacité de transport sont considérables comme en témoignent les nombreux dégâts qu'ils ont occasionné dans la vallée de Chamonix :

- lors de ses crues, le torrent de la Creusaz, drainant le glacier des Bossons, charrie de grosses boules de granite. Jusqu'à ces dernières années, ses débordements étaient fréquents, malgré les ouvrages de correction établis par les habitants du village des Pélerins. L'abondance des apports de matériaux dans la section endiguée provoqua l'exhaussement du lit au dessus du cône de déjection. Toute rupture de digue entraînait systématiquement des débordements et l'inondation des cultures et habitations établies sur le cône de déjection ;

- le torrent du Grépon connut dans la décennie 1934-1944 une succession de crues dévastatrices vraisemblablement causées par une série d'orages sur le glacier des Nantillons. L'ampleur des épisodes de forts transports solides pourrait aussi être liée à l'accroissement des surfaces morainiques dénuées, libérées par la déglaciation (Archives R.T.M. 74 ; rapport Bouverot, 6 janv. 1969) ;

- le torrent des Favrandes-Tissourds, dont le bassin de réception est situé sous l'Aiguille du Midi, connut à diverses reprises de très fortes crues associées à des charriages d'intensité extrême : le 15 juillet 1938, un bloc cubant plus de 100 m³ parcourut une distance de 350 mètres ! (Archives R.T.M. 74 ; rapport Lallemand, 23 juil. 1938).

L'origine glaciaire de ce type de torrents les soumet à des phénomènes de brusque débâcle liquide par rupture de poche intra-glaciaire ou vidange d'un lac supra-glaciaire :

- le 12 juillet 1892, la rupture d'une poche intra-glaciaire du glacier de Tête-Rousse, détruisit Saint-Gervais et fit 175 victimes, répandant dans la vallée 1 000 000 de m³ de boues et blocs (Mougin, 1914) ;

- le 25 septembre 1920 sur l'Arveyron de la Mer de Glace. Un volume de 150 000 m³ de gros matériaux enfouit une surface de 3 hectares sous une épaisseur moyenne de 5 mètres (Jourdan-Laforte, 1920) ;

- sur le torrent du Grépon, la rupture d'une moraine ceinturant un petit lac situé au pied du glacier des Nantillons est responsable de la forte crue du 2 septembre 1944 (Archives R.T.M. 74 ; rapport Schuler, 26 oct. 1944).

L'énorme capacité de transport des torrents glaciaires est à mettre en relation avec la brutalité des phénomènes de chasse d'eau. Ils agissent à la manière d'un coup de balai sur les sédiments accumulés dans le chenal. Les ruptures d'embâcles en chaîne, en arrière desquels eau et matériaux sont restés bloqués, renforcent les effets géomorphologiques des crues. Tricart (1959) a décrit un fonctionnement similaire sur le Guil, lors de sa crue exceptionnelle de juin 1957 : les matériaux transitèrent sous la forme de "charriages en vrac", mis en évidence par l'absence de tri hydraulique des dépôts; dans les gorges, des blocs de 35 tonnes furent déplacés.
On peut s'étonner de l'absence d'écoulements visqueux sur les torrents glaciaires, les argiles étant présentes en abondance dans les dépôts morainiques. Les particularités de l'hydrologie glaciaire fournissent quelques éléments de réponse : pendant la saison estivale, les flux hydriques sont abondants et permanents. Ils favorisent le lavage des fines accumulées dans le lit torrentiel pendant la période d'étlage et diminuent la teneur en sédiments fins des dépôts, comme l'a montré Maizels (1978) sur l'émissaire de la langue glaciaire des Bossons. Il se pourrait que l'exportation en continu pendant l'été des limons et argiles empêche la formation des laves torrentielles par déficit de sédiments fins.

### 3.2.2 : Les torrents à laves.

Les torrents mixtes et torrents sans influence glaciaire peuvent être soumis à des transports solides de type lave torrentielle. L'apparition d'écoulements visqueux est observée lors de crues d'intensité exceptionnelle sur certains d'entre-eux; sur d'autres, toute crue donne lieu au déclenchement d'une lave : c'est notamment le cas du torrent de la Griaz.

Les laves d'ampleur exceptionnelle se composent d'une série de pulsations ou "bouffées", séparées par des répits de quelques dizaines de minutes, pendant lesquels les charriages classiques réapparaissent (Pierson, 1980). Sur le torrent de la Griaz, les laves de 1895, 1898 et 1905 furent de ce type, comme en témoignent les archives de l'époque. Les crues d'ampleur moindre ne donnèrent naissance qu'à une seule bouffée, comme cela se produisit en 1953.

La synthèse de différents exemples internationaux montre que la densité de l'écoulement visqueux est couramment comprise entre 1,6 et $2.3 \text{ g.cm}^{-3}$. Elle retombe entre 1,3 et $1,7 \text{ g.cm}^{-3}$ entre les bouffées (Pierson, 1980). D'après les observations de Pierson lors d'une crue majeure d'un torrent néo-zélandais, la dynamique de l'écoulement peut être caractérisée par trois phases distinctes :
1) entre les pulsations, le flux fortement boueux est turbulent, le débit demeure modéré ;
2) lors de l'arrivée de la lave, la turbulence diminue progressivement et l'écoulement devient laminaire ;
3) malgré l'extrême viscosité du flux, l'augmentation de la vitesse lors du passage du pic de la crue permet une réapparition de la turbulence. Elle affecte le centre de la coulée, où les vitesses sont les plus rapides. A proximité des berges, l'écoulement plus lent reste laminaire. Après le passage du pic de la lave, on observe un retour à l'écoulement laminaire fortement visqueux, puis turbulent et plus fluide entre les bouffées.

Les volumes transportés par une lave torrentielle en un seul épisode de crue sont énormes. Quelques exemples des manifestations les plus remarquables de l'activité des torrents de l'Arve ont été tirés des archives du Service R.T.M. et sont présentés ci-dessous :

1) sur le torrent de la Griaz, la période 1895-1905 fut la décennie de paroxysme torrentiel. La formidable activité du torrent était due au fonctionnement, dès 1888, du Dérochoir des Rognes, comme on l'a déjà évoqué. De même, dans le ravin de la Griaz, deux écoulements successifs du glacier suspendu de la Griaz accrurent les apports de matériaux : les 28 juin et 13 novembre 1895, le glacier céda sur un longueur de plus de 100 mètres, libérant une énorme quantité de débris et "laissant libres sur les bords, des moraines en quantités considérables" (Archives R.T.M. 74 ; rapport Arlen, 7 déc. 1895). Sogreah (1985) évalue à 300 000 m³ le volume de matériaux ayant transité dans le lit de l'Arve, pendant la période 1895-1905. Les estimations des Forestiers de l'époque sont nettement plus fortes : la crue de 1905, à elle seule, aurait transporté un volume identique.

Ces crues occasionnèrent de fréquentes obstructions du lit de l'Arve, avec création d'une petite retenue artificielle en arrière du barrage sédimentaire : la figure 4.12 met en évidence ce
<figure><img src="image_121.png" /><figcaption>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).</figcaption></figure>
phénomène, à la suite des laves du 2 août 1895. Le lac atteignit 5 à 600 mètres de longueur, noyant le pont des Gurres sous 80 centimètres d'eau. Le 17 août, la retenue subsistait toujours et des travaux de déblaiement du lit furent nécessaires pour permettre le libre écoulement des eaux du lac et prévenir une brusque débâcle. Depuis cette date, seule la crue du 13-14 août 1953 semble avoir été importante. Elle se produisit en une seule coulée d'environ 60 à 80 000 m³, qui barra le lit de l'Arve (Sogreah, 1985). Les sédiments refluèrent vers l'amont, remblayant le lit jusqu'au niveau du tablier du pont des Gurres et bloquant les vannes de vidange de la petite retenue des Houches ;

2) le torrent d'Armancette, affluent du Bon-Nant aux Contamines-Montjoie est connu pour ses fameuses crues de 1964. Deux laves se succéderent les 23 juillet et 16-17 septembre jetant dans la vallée respectivement 60-80 000 m³ et 100-120 000 m³ de sédiments de toutes dimensions. Les matériaux obstruèrent la route, submergèrent deux ponts et barrèrent le cours du Bon-Nant. Des blocs de 40 à 75 m³ furent charriés ;

3) le torrent de Reninges est avec celui de la Griaz l'un des plus actifs de la vallée. Le 11 juillet 1960, une coulée d'ampleur exceptionnelle vint obstruer le lit de l'Arve, provoquant le débordement de la rivière sur sa rive gauche. Elle inonda plusieurs hectares de champs cultivés et pâturages (archives R.T.M. 74 ; rapport Tellier, 12 juil. 1960). Le volume des charriages fut estimé à 34 000 m³ dont 15 000 m³ prélevés dans le lit de l'Arve par curage. Depuis 1968, la construction d'une plage de dépôt régulièrement curée, en amont du confluent Reninges-Arve, donne une bonne estimation de la charge parvenant à la rivière lors des crues : la valeur moyenne sur 17 années est d'environ 2000 m³ par an ;

<table><caption>Tableau 4.2 : Volume de sédiment extrait de la plage de dépôt de Reninges depuis 1968 (Source : D.D.E. 74, subdivision de Sallanches).</caption><thead><tr><td>Date des crues</td><td>Volume extrait (m³)</td></tr></thead><tbody><tr><td>30 juil. 1968</td><td>4300</td></tr><tr><td>5 juil. 1971</td><td>700</td></tr><tr><td>22 juin 1972</td><td>3350</td></tr><tr><td>17 août 1973</td><td>3250</td></tr><tr><td>10 août 1975</td><td>7500</td></tr><tr><td>10 sept. 1979</td><td>3000</td></tr><tr><td>10 juil. 1981</td><td>3850</td></tr><tr><td>6 juil. 1983</td><td></td></tr><tr><td>12 juil. 1984</td><td>5100</td></tr><tr><td>4 août 1985</td><td>>5000</td></tr></tbody></table>

4) le Nant Bourdon est depuis quelques années en état de profond déséquilibre. Ses crues quasi-annuelles mobilisent entre 5000 et 10 000 m³ de matériaux et coupent régulièrement la route CD. 13, Passy-Servoz.

Les différents exemples présentés constituent pour la plupart des cas extrêmes et de faible probabilité de retour. Ils illustrent l'énorme capacité de transport des laves torrentielles. Néanmoins, plusieurs années séparent parfois deux coulées : pendant cette période, les transports solides se produisent sous la forme de charriages torrentiels. A l'heure actuelle, aucun élément nous permet de dire quelle part prennent ces apports courants dans le bilan des réinjections sédimentaires dans l'Arve.
La fréquence du barrage des axes fluviaux de vallée par les torrents du bassin de l'Arve témoigne de l'incapacité des rivières à évacuer rapidement les laves. La brutalité du phénomène torrentiel, le volume et la forte dimension des matériaux transportés par les torrents ne permettent pas, à court terme, une reprise en charge des dépôts par la rivière, même lorsque son débit est élevé. Lors d'une période de crise torrentielle de longue durée, la fréquence et l'ampleur des charriages conduisent à un engorgement permanent de l'axe de drainage principal, au droit de la zone de confluence. Chaque nouvelle crue, même si elle n'est pas très forte, entraîne l'obstruction du lit de la rivière et la création d'une petite retenue temporaire.

### 3.2.3 : Les facteurs hydro-météorologiques du déclenchement des transports solides.

L'hydrologie des torrents de l'Arve, excepté celle de quelques émissaires glaciaires, est inconnue. Aucune station de mesure n'a jamais jaugé les débits et seules quelques estimations des niveaux de crue ont été faites par différentes méthodes de calcul. On présentera ici les données tirées de diverses études hydrologiques ou d'hydraulique torrentielle.

#### a) Les émissaires glaciaires.

Les émissaires glaciaires de Chamonix ont été les seuls à faire l'objet d'une étude hydrologique. Gaudet (1973) leur a consacré sa thèse, à une période où le développement des aménagements hydroélectriques sur les torrents glaciaires nécessitait la multiplication des observations.

Les crues, périodes d'intense transports solides, sont rarement dues aux causes météorologiques habituelles aux autres rivières : "l'extension des bassins en altitude apparaît comme un frein très puissant à l'écoulement des crues" (Gaudet, 1973, p. 273). Elles se produisent en juillet et en août. L'auteur en distingue deux types : les crues de fusion en période sèche et chaude ; les crues pluviales qui se produisent notamment lors des orages de forte intensité. Les secondes sont plus fréquentes et plus puissantes que les premières. En effet, tout concourt pour que le ruissellement soit intense : imperméabilité du sol (glace, neige, sol nu...), faible couverture végétale, sol saturé, fortes pentes.

Comme on l'a déjà signalé, émissaires glaciaires et torrents mixtes sont, en plus, soumis à des chasses d'eau par rupture de poche intra-glaciaire. C'est à ces phénomènes que sont associés les débits instantanés les plus élevés; il fut par exemple de $80 \text{ m}^3 \text{ s}^{-1}$ sur l'Arveyron de la Mer de Glace dans la nuit du 24 au 25 juillet 1969. Même des bassins torrentiels à la superficie englacée modérée peuvent être soumis à de telles débâcles : ce fut le cas le 31 août 1944 sur le torrent d'Armancette ; cependant, l'exemple le plus dramatique demeure celui du torrent de Bionnassay, émissaire du glacier de Tête Rousse, lors de sa crue catastrophique de 1892.

#### b) Les torrent à laves.

Sur plusieurs torrents de la vallée, différentes études proposent une estimation des débits de crue par différentes méthodes de calcul (méthode des transferts entre bassins à partir de bassins où le débit décennal est connu; méthodes Crupedix, Crupedix-Provence, Socose...). Le caractère artificiel de ces méthodes de calcul, sans doute suffisantes pour déterminer les caractéristiques d'un aménagement, les rend peu adaptées à l'étude du phénomène torrentiel. Ainsi, le calcul d'un débit liquide lors d'une lave n'a qu'une signification limitée dans la mesure où l'eau et la charge sédimentaire sont intimement mélangées : la synthèse de différentes études de terrain montre que les matériaux représentent un minimum de 20% entre les bouffées de lave, mais varient de 38 à
86% du volume total de la lave lors de son passage (Pierson, 1980). Les études hydrologiques récentes associent les débits liquides et solides, afin d'estimer le débit réellement écoulé.

Le tableau 4.3 recense les données recueillies sur les torrents de l'Arve. Les débits de fréquence centennale, qui apparaissent majoritairement dans ce tableau, se produisent sous la forme d'écoulements visqueux et non pas biphasiques sur probablement tous ces torrents. Les valeurs calculées varient à l'intérieur d'une fourchette suivant les méthodes utilisées, dont seules les valeurs aux bornes ont été reportées :

<table><caption>**Tableau 4.3 : Débits de crue calculés sur quelques torrents de la vallée de l'Arve.**</caption><thead><tr><th>Torrent</th><th>Surface B. V. (ha)</th><th>Débit liquide (m³.s<sup>-1</sup>)</th><th>Débit liquide + débit solide (m³.s<sup>-1</sup>)</th><th>Source</th></tr></thead><tbody><tr><td>Nant Gibloux</td><td>450</td><td>16,2 &lt; Q<sub>100</sub> &lt; 20,3</td><td>-</td><td>Sogreah (1974)</td></tr><tr><td>Reninges</td><td>165</td><td>Q<sub>10</sub> = 3,2<br>4,4 &lt; Q<sub>100</sub> &lt; 5,5</td><td>-</td><td>Pacalin (1978)</td></tr><tr><td>Rippaz</td><td>320</td><td>6,0 &lt; Q<sub>100</sub> &lt; 9,0</td><td>-</td><td>Sogreah (1982)</td></tr><tr><td>Nant Bourdon</td><td>368</td><td>2,8 &lt; Q<sub>10</sub> &lt; 7,4</td><td>20</td><td>Cemagref (1983)</td></tr><tr><td>Griaz</td><td>468</td><td>21,0 &lt; Q<sub>100</sub> &lt; 24,0</td><td>-</td><td>Sogreah (1985)</td></tr></tbody></table>

Sur le Nant Bourdon, la fourchette des débits déterminés par quatre méthodes différentes est très étendue. Un débit de 20 m³.s⁻¹ a été calculé par le Technicien Forestier du secteur sur les dépôts de la crue du 10 juillet 1983, dans une section où elle était encore peu chargée en sédiments. Une telle différence dans les résultats peut laisser perplexe. Il faut savoir que dans le cas du Nant Bourdon, la surface réelle du bassin versant est probablement beaucoup plus étendue que celle du bassin topographique : en effet, l'immense lapiaz du désert de Platé domine directement le torrent et des apports karstiques semblent renforcer le débit du torrent, en particulier au printemps lors de la fonte des neiges.

L'étude de la période de formation des laves permet de faire d'intéressantes observations. Sur la figure 4.13, on a répertorié toutes les crues connues de quatre bassins versants, pour lesquels on dispose de données fiables et nombreuses. Les torrents du Gibloux et du Vernay, voisins, ont incisés tous deux des formations morainiques de même nature; ils ont été confondus. Deux périodes de fort transport solide s'individualisent nettement en fonction du type de torrent concerné : des crues estivales (juillet, août) sur les torrents de la Griaz et de Reninges; des crues de saison froide, sur les Nant Gibloux et Nant Vernay. Deux facteurs sont susceptibles d'expliquer ces différences de comportement :
<figure><img src="image_122.png" /><figcaption>Nants Gibloux et Vernay.</figcaption></figure>

<figure><img src="image_123.png" /></figure>

<figure><img src="image_124.png" /></figure>

**Figure 4.13 :** Distribution saisonnière des coulées sur quatre torrents de la vallée de l'Arve.

1) les pentes dans la partie supérieure des bassins du Nant Gibloux et du Nant Vernay sont plus faibles que sur les deux autres torrents (voir Figure 4.4), d'où un ruissellement moins intense et une concentration moins rapide des écoulements ;

2) le boisement presque complet du versant favorise un ralentissement de l'écoulement, dû à la bonne capacité de rétention des sols. Ces deux bassins sont capables d'amortir les orages estivaux de forte intensité mais de courte durée. Au contraire, après de longues pluies d'automne ayant saturé les terrains ou lorsque le manteau neigeux ou le gel imperméabilisent les versants, toute nouvelle précipitation intense (associée pour l'hiver à des réchauffements brutaux de la température) peut engendrer un ruissellement très rapide. La recherche de quelques situations météorologiques responsables des crues nous a permis de confirmer ces hypothèses (voir Tableau 4.4).

### c) Les relations entre précipitations et transports solides torrentiels.

Les valeurs des précipitations journalières enregistrées dans les pluviomètres voisins des bassins torrentiels ne peuvent être corrélées avec les crues. Plusieurs explications peuvent être avancées :

- la hauteur d'eau recueillie est répartie sur une période de 24 heures et l'on ne connaît ni l'intensité, ni la durée réelle de l'épisode pluvieux. Or le rapport intensité-durée est déterminant
<table><caption>**Tableau 4.4 :** Situations météorologiques lors de quelques fortes crues sur les torrents de la vallée de l'Arve (données de la Météorologie Nationale, Chamonix).</caption><thead><tr><th>Torrent<br>date de la crue</th><th>Volume transporté<br>(m³)</th><th>Hauteur des précipitations<br>(mm / 24 h)</th><th>Situation météorologique</th></tr></thead><tbody><tr><td><strong>Armancette</strong></td><td></td><td>Contamines-Montjoie</td><td></td></tr><tr><td>23 juil. 1964</td><td>80 000</td><td>14.3</td><td>Violent orage de 20 h 30 en fin<br>de nuit.</td></tr><tr><td>17 sept. 1964</td><td>120 000</td><td>40.5</td><td>Violent orage.</td></tr><tr><td><strong>Nant Bourdon</strong></td><td></td><td>Sallanches</td><td></td></tr><tr><td>21 sept 1968</td><td>20 000</td><td>81.5</td><td>Précipitations extensives, tous<br>les torrents du haut bassin de<br>l'Arve sont en crue.</td></tr><tr><td>10 juil. 1983</td><td>10 000</td><td>0</td><td>Succession de trois journées<br>orageuses.</td></tr><tr><td>4 juil. 1985</td><td>> 5 000</td><td>18.5</td><td>Violent orage; crue généralisée<br>des torrents des Fiz.</td></tr><tr><td><strong>Nant Yernay</strong></td><td></td><td>Saint-Gervais</td><td></td></tr><tr><td>11 avril 1963</td><td>?</td><td>12.9</td><td>Pluie sur couverture neigeuse<br>avec fort réchauffement de<br>température.</td></tr><tr><td>25 juil. 1965</td><td>?</td><td>30</td><td>Précipitations orageuses.</td></tr><tr><td>9 févr. 1966</td><td>?</td><td>29</td><td>Pluie orageuse intense sur<br>couverture neigeuse.</td></tr><tr><td><strong>Reninges</strong></td><td></td><td>Sallanches</td><td></td></tr><tr><td>11 juil. 1960</td><td>25 000</td><td>27.7</td><td>Succession de jours orageux.</td></tr><tr><td>22 juil. 1964</td><td>?</td><td>12.4</td><td>Succession de jours orageux.</td></tr><tr><td>30 juil. 1968</td><td>4 300</td><td>47.5</td><td>Orage intense, grêle.</td></tr><tr><td>10 août 1975</td><td>7 500</td><td>39.5</td><td>Orage dans la nuit du 9 au 10.</td></tr><tr><td>10 sept. 1981</td><td>3 850</td><td>32.1</td><td>Succession de jours orageux.</td></tr><tr><td>12 juil. 1984</td><td>5 100</td><td>4.1</td><td>Orage.</td></tr></tbody></table>
pour le déclenchement des laves torrentielles et des glissements de terrain : Caine (1980) a mis en évidence le rôle fondamental du rapport intensité/durée des précipitations sur le déclenchement des transports solides ; il détermine une courbe limite au dessous de laquelle toute coulée torrentielle ne peut se produire. Elle a pour expression :

$$I = 14,82 D^{-0,39} \quad \text{avec} \quad I : \text{intensité (mm/heure)} \\ D : \text{durée (heure)}$$

Son domaine de validité semble compris entre 10 minutes et 10 jours. Elle est voisine de la "courbe limite des fortes précipitations" déterminée en 1966 par Lauscher (in Zeller, non daté). Toute précipitation supérieure à cette limite n'engendre pas forcément une coulée : à durée égale, la mise en route du processus dépendra du degré de stabilité du bassin torrentiel. De même, les chercheurs japonais ont démontré que le déclenchement des laves pouvait se produire lors de précipitations de 7 mm en 10 minutes, si le sol est saturé (Okuda et al., 1980). Des enregistrements sur pluviographes sont donc indispensables pour tenter toute corrélation entre les crues torrentielles et les précipitations ;

- les stations de mesure ne sont jamais situées dans les bassins de réception torrentiels. Dans la plaine alluviale de l'Arve par exemple, le pluviomètre de Sallanches est situé en position d'abri. Il ne reflète pas les précipitations d'altitude qui sont influencées par le sens de circulation des masses d'air humide par rapport à l'orientation du versant et renforcées par l'orographie. Ainsi, pour certaines crues du torrent de Reninges, le pluviomètre de Sallanches n'a totalisé que des hauteurs d'eau dérisoires (Tableau 4.4). Il en est de même pour les autres torrents.

En définitive, l'équipement d'un bassin torrentiel test est impératif pour toute tentative de corrélation entre transports solides torrentiels et précipitations.

### 3.2.4 : Conclusion.

1) L'étude des transports solides torrentiels montre qu'ils se produisent sous deux formes : les charriages torrentiels et les écoulements visqueux de type lave. Il semble que les fortes crues engendrent toujours des transports solides à phase liquide et solide distinctes sur les émissaires glaciaires, tandis qu'elles donnent naissance à des laves sur les autres torrents. Sur les premiers, c'est l'énergie libérée par le phénomène de chasse d'eau, lors de l'expulsion brutale d'un volume hydrique considérable qui favorise le transit massif des sédiments ; sur les torrents à laves, il est plutôt liée à la compétence extrême des coulées de lave très dense.

2) Pour que les transports solides se déclenchent, il est nécessaire que les précipitations se produisent sur un sol imperméable et incapable d'amortir les précipitations :

- c'est toujours le cas sur les torrents dont l'altitude du bassin de réception excède la limite d'implantation de la forêt et où les sols nus favorisent un ruissellement intense. Les transports solides sont liés à l'occurrence de violents orages estivaux, mais également aux vidanges glaciaires, dans les bassins en partie englacés ;

- dans les bassins situés à basse altitude, la forêt atténue le ruissellement. Celui-ci n'est éveillé que lorsque la couverture neigeuse ou le gel suppriment l'influence de la vegetation. C'est donc pendant la saison froide que se déclenchent les plus forts transports solides, lors d'intenses précipitations, souvent associées à la fonte brutale du manteau neigeux.
### 3.3: Les effets des crues sur la géomorphologie torrentielle.

On a montré que le contact continu entre les flancs de la vallée et l'axe de drainage favorise une abondante fourniture sédimentaire aux talwegs par l'intermédiaire des processus de versant. Il en résulte d'importants exhaussements du profil en long. Les charriages favorisent l'expulsion des sédiments hors du système torrentiel. Leur efficacité est remarquable, par les volumes, la très large étendue granulométrique des matériaux transportés et les distances parcourues en une seule crue. Dans ce paragraphe, on étudiera l'action qu'exercent les crues sur le façonnement des talwegs : les remaniements sédimentaires peuvent favoriser le remblaiement ou l'affouillement des lits torrentiels ; ils influencent également la stabilité des versants par le biais des sapements de berges.

#### 3.3.1 : Les accumulations d'origine torrentielle.

Toute charge sédimentaire mise en mouvement en un point quelconque du bassin torrentiel ne gagne pas forcément l'axe fluvial de vallée en une seule crue. Tricart et Vogt (1967) insistent sur la fréquence des phénomènes de substitution de charge sur les rivières torrentielles, en relation avec la largeur de la vallée qui contrôle la géométrie du chenal. L'analogie avec les torrents doit être menée avec prudence. Néanmoins, la section d'une vallée torrentielle varie très rapidement dans l'espace :

- à la faveur d'élargissements généralement associés à des diminutions de pente, les transports solides abandonnent une partie de leur charge dans le chenal et sous la forme de levées latérales, voire la totalité en cas d'arrêt d'une coulée de lave. Ces dépôts sont le plus souvent temporaires, les sédiments étant repris en charge lors des crues suivantes. La figure 4.9 (profils en travers n° 1 et 2) permet d'observer le bourrelet caractéristique de coulées avortées dans le ravin des Arandellys ;

- dans les sections très étroites, ce sont les embâcles en arrière de verrous rocheux, de gros blocs, de troncs d'arbres ou de culots d'avalanches qui bloquent de manière temporaire une partie des sédiments. Keller et Swanson (1979) étudient l'effet des barrages organiques sur la géomorphologie du chenal : ils montrent que les troncs d'arbres provoquent des blocages de la charge sédimentaire ; de plus, la chute d'eau créée par le barrage organique favorise la construction d'un mouille au pied de l'embacle. Les accumulations organiques en équilibre instable sont susceptibles d'être remaniées à la première crue et de venir grossir, voire de générer une lave. Ainsi, sur le torrent de Reninges, on a attribué l'ampleur catastrophique de la lave de 1960 à la reprise en charge de matériaux bloqués en tête du cône de déjection, lors de la crue du 18 juillet 1953 (Archives R.T.M. 74 ; Registre des Délibérations du Conseil Municipal de Sallanches, séance du 18 juil. 1960) ;

- le cône de déjection constitue la principale aire de stockage, souvent définitive, des matériaux détritiques torrentiels. La brusque diminution de pente provoque l'arrêt des sédiments transportés par charriage torrentiel ou lors des laves les moins puissantes. Il en résulte un exhaussement du chenal qui favorise les débordements et l'épandage des coulées sur le cône. La figure 4.14B permet de visualiser le phénomène sur le torrent de la Griaz ; il en est de même sur tous les autres torrents étudiés. Le remblaiement du chenal se traduit à terme par des changements du cours, le torrent se créant un nouveau lit par avulsion (Figure 4.15).
<figure><img src="image_125.png" /><figcaption>**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).</figcaption></figure>
<figure><img src="image_126.png" /></figure>

**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).

En définitive, outre l'accumulation dans les talwegs de matériaux en provenance des versants, le système torrentiel est capable de stocker temporairement les sédiments bloqués au cours de leur transit. Ces deux types de dépôts participeront à l'alimentation des transports solides ultérieurs.

### 3.3.2 : Les affouillements par incision.

L'incision des talwegs lors des crues est l'une des caractéristiques principales des torrents de l'Arve. Elle s'exerce au détriment des formations détritiques qui les remblayent, provoquant de profondes modifications du profil en long. Dans un moindre mesure, les affouillements s'attaquent à la roche en place ; ils sont alors véritablement des agents actifs d'érosion.

#### a) Les incisions dans les formations détritiques.

Les archives du Service R.T.M. recèlent une foule d'exemples d'incisions qui accompagnant les transports solides torrentiels. Ils constituent le principal mode de recharge sédimentaire.

1) Les incisions peuvent se produire dans les talwegs du bassin de réception ou dans le chenal d'écoulement :
<figure><img src="image_127.png" /></figure>

**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).
<figure><img src="image_128.png" /><figcaption>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).</figcaption></figure>