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De l’intérêt de la quantification pour la gestion des systèmes fluviaux : exemple de la basse vallée de l’Ain

Interest of quantitative approach for fluvial system management: example of the lower Ain River
Anne-Julia Rollet et Hervé Piégay
p. 63-78

Résumés

La gestion du déficit sédimentaire est une problématique actuellement récurrente sur de nombreux cours d’eau à charge grossière. L’objectif de cette contribution est de montrer l’intérêt opérationnel d’établir le budget sédimentaire d’un système alluvial, en l’occurrence celui de la basse vallée de l’Ain, après avoir établi un diagnostic robuste des changements fluviaux qui a pu mettre en évidence l’existence d’un déficit sédimentaire sur ce cours d’eau. Il s’agit tout d’abord d’amener des éléments de réflexion méthodologiques pour l’élaboration d’un budget sédimentaire, reposant sur des données de différentes natures collectées sur le terrain (% de matrice dans les alluvions, hauteurs de berge, épaisseurs de fines en lit majeur) ou extraites de documents existants (profils topographiques, photographies aériennes), dans les cas particulièrement complexes de cours d’eau latéralement et verticalement mobiles, pour lesquels l’interprétation des évolutions planimétriques en termes de production de matériaux est délicate. Ce budget nous permet ensuite d’approfondir notre connaissance du fonctionnement sédimentaire récent (caractérisation, localisation des entrées et stockages sédimentaires) et à venir de la basse vallée de l’Ain et de déterminer la résistance potentielle de ce secteur à la propagation du déficit en sédiments. Ces résultats nous permettent enfin de fournir des éléments concrets d’aide à la décision pour définir des mesures de gestion du déficit pertinentes en ré-explorant notamment la notion d’espace de mobilité.

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Notes de la rédaction

Article soumis le 20 juillet 2012, accepté le 6 février 2013.

Texte intégral

Introduction

Contribution des géographes à une géomorphologie fluviale quantifiée et appliquée

1A partir de la fin des années 1980, la géomorphologie fluviale française s’est largement tournée vers des questionnements contemporains, intégrant dans l’analyse des causes des changements environnementaux, l’observation de plus en plus quantifiée des processus et dynamiques (voir par exemple les thèses de J.-L. Peiry (1988), J.-R. Malavoi (1990), D. Poinsard (1992), H. Piégay (1995), L. Astrade (1996), G. Arnaud-Fassetta (1998) et N. Landon 1999). Ce renouvellement des approches s’est inscrit dans la continuité des travaux des chercheurs anglo-saxons qui ont entamé leur révolution quantitativiste et systémique dès l’après-guerre, sous l’impulsion d’universitaires tels que A.N. Strahler, L. Leopold, M.G. Wolman ou encore S.A. Schumm (Calvet et Giusti, 2010). Cette influence a conduit à intégrer davantage les processus et à l’ouverture d’une nouvelle voie scientifique en considérant le questionnement géomorphologique non plus seulement sous un angle physique, mais aussi statistique, en abordant le système fluvial de manière multi-scalaire et multi-site et considérant la comparaison géographique comme base d’une démarche par hypothèse (Kondolf et Piégay, 2003 ; Piégay et Schumm, 2003). Ce renouvellement a également été favorisé par la participation des géographes aux recherches interdisciplinaires sur l’environnement. Ce fut le cas des géographes lyonnais dans le cadre du programme PIREN-Rhône, porté à la fin des années 1970 par l’écologue A.-L. Roux. Dans ce cadre, la géomorphologie fluviale lyonnaise, représentée par J.-P. Bravard, a été confrontée à d’autres disciplines (écologie, biologie…) qui ont engagé une démarche quantitative un peu plus précocement, notamment sous l’impulsion d’une école lyonnaise de biométrie très dynamique en écologie dans les années 1980. Cette interdisciplinarité a été particulièrement riche sur le plan conceptuel, en permettant l’émergence du concept d’hydrosystème, publié pour la première fois dans une revue de géographie (Amoros et al., 1982), mais elle a également incité notre discipline à se saisir des outils de collecte et de traitement de données propres aux sciences de l’environnement et à renouveler ainsi ses méthodologies. Enfin, ce type de programme a été l’occasion pour les géomorphologues de formaliser des échanges avec d’autres organismes tels que le CEMAGREF et des gestionnaires à tous les niveaux territoriaux et d’investir le champ des sciences appliquées, domaine jusqu’alors plutôt réservé aux ingénieurs. Ces échanges ont été d’autant plus facilités que cette recherche s’inscrivait aussi dans les parcours « aménagement » des départements formant des étudiants destinés à travailler comme gestionnaires territoriaux et que les praticiens s’ouvraient à des perspectives spatiales et temporelles plus larges, rejoignant les questionnements géographiques des chercheurs. La loi sur l’eau de 1992 et la mise en place des SDAGE et SAGE ont offert un large champs d’application à la géomorphologie fluviale française et lui permettent encore aujourd’hui de confronter ses théories avec les attentes et les questionnements exprimés par les collectivités (Bravard, 1996). Parmi ces attentes, beaucoup portent sur la gestion et la restauration physique des hydrosystèmes (Piégay et Stroffek, 2000). Développer une approche quantitative pour répondre à ces problématiques est particulièrement intéressante, à double titre. Elle permet de questionner les liens de causalité, de mieux dissocier l’importance respective des facteurs à l’origine des changements, et les perturbations des ajustements en fournissant des ordres de grandeur (volume, superficie, flux) tant dans leur géographie que dans leur temporalité (Liébault, 2005 ; Rollet, 2007). En répondant à la question « pourquoi », la géomorphologie fluviale aide les acteurs à définir des politiques d’intervention, celles-ci s’exprimant en termes d’aménagement, de gestion, de prévention, de conservation ou encore de restauration (Arnaud-Fassetta et al., 2013). Dans le cadre de la mise en application de ces politiques, elle fournit des éléments de connaissance qui concernent tout autant la planification des actions, à partir de travaux sur la régionalisation permettant de prioriser et de territorialiser les actions, que les retours d’expérience et notamment les suivis post-travaux (Wiederkehr et al., 2010). Ces derniers permettent alors de valider le bienfondé de ces actions et d’engager une démarche adaptative.

Problématique de la gestion du déficit sédimentaire sur les cours d’eau à charge grossière

2La gestion du déficit sédimentaire est une problématique actuellement récurrente sur de nombreux cours d’eau à charge grossière. Les causes de ce déficit sont multiples : extractions en lit mineur (Kondolf, 1994 ; Petit et al., 1996 ; Landon 1999), perturbation des transferts sédimentaires par des ouvrages transversaux (seuils, barrages) (Petts et al., 1989 ; Bravard, 1994), tarissement amont consécutif au reboisement des bassins versants (Landon et Piégay, 1999 ; Liébault et Piégay, 2002), le tout dans un contexte de réchauffement climatique depuis la fin du Petit Age Glaciaire (Bravard et al., 1989 ; Fagot et al., 1989 ; Bravard et Peiry, 1993 ; Bravard, 1994). Les conséquences morphologiques de ces modifications des flux solides ont été largement documentées : incision généralisée des chenaux, pavage du fond du lit, simplification des habitats dans les chenaux, diminution de la fréquence et de l’intensité des inondations dans les plaines alluviales entraînant une déconnexion entre les chenaux et les écosystèmes riverains (Collins et Dunne, 1990 ; Bravard et al., 1997 ; Kondolf, 1997 ; Poff et al., 1997 ; Surian et Rinaldi, 2003). Les répercussions de ces ajustements peuvent être économiquement préjudiciables du fait de la déstabilisation des ouvrages (digues, enrochements, ponts ; Scott, 1973 ; Collins et Dunne, 1990 ; Kondolf, 1994, 1997), de l’exhumation et de l’endommagement de conduites souterraines (Kondolf et Larson, 1995), ou encore de l’enfoncement de la nappe aquifère et par conséquent la réduction de sa capacité de stockage (Tagliavini, 1978 ; Landon, 1996). Ce constat a motivé les gestionnaires à développer une réflexion pour la mise en œuvre de mesures de préservation des secteurs encore morphologiquement dynamiques et supports d’une forte variété d’habitats. Différentes mesures de gestion ont été mises en place pour limiter les effets de ces déficits : la construction de seuils pour limiter les processus d’enfoncement du lit (Bravard et al., 1999), la restauration de bras morts pour rétablir les connexions latérales (Amoros et al., 2005), ou par des actions de revitalisation (Roulier et al., 1999) telles que réactiver la production sédimentaire sur les versants (Liébault, 2003) ou sur les berges en préservant un espace de mobilité (Piégay et al., 1996, 2005 ; Malavoi, 2006), ou en procédant à l’introduction artificielle des sédiments grossiers (Kuhl, 1992 ; Kondolf et Matthews, 1993 ; Kondolf et al., 2005 ; Rollet, 2007 ; Kloesch et al., 2008 ; Hengl et al., 2009 ; Gaueman, 2012). Une bonne connaissance de la dynamique sédimentaire est alors fondamentale pour définir les mesures les plus appropriées visant à entretenir une dynamique sédimentaire sur le cours d’eau concerné.

Objectifs

3L’objectif de cette contribution est de montrer les apports opérationnels de l’établissement d’un budget sédimentaire au sein d’un système alluvial à la suite d’un diagnostic des changements fluviaux. Ce budget permet d’amener des éléments de connaissance du fonctionnement des cours d’eau, des ordres de grandeur des quantités sédimentaires entrantes, sortantes ou étant échangées entre le lit fluvial et la plaine alluviale au cours d’une période de temps donné, pour alimenter la problématique de la gestion du déficit sédimentaire. Il permet ainsi de définir les processus les plus actifs, leur intensité, leur localisation et leur chronologie, mais également, lorsqu’il est combiné avec une approche rétrospective, d’explorer les causes des changements morphologiques ainsi que la sensibilité des systèmes face notamment aux aménagements anthropiques. Il est ainsi un outil solide de diagnostic permettant d’identifier les interventions à préconiser sur le cours d’eau afin de modifier son fonctionnement physique (Reid et Dunne, 2003). Notre objectif est ici triple. Il s’agit tout d’abord d’amener des éléments de réflexion méthodologiques pour l’élaboration d’un budget sédimentaire dans les cas particulièrement complexes de cours d’eau latéralement et verticalement mobiles, pour lesquels l’interprétation des évolutions planimétriques en termes de production de matériaux est délicate. Ce budget sédimentaire nous permettra ensuite d’approfondir notre connaissance du fonctionnement sédimentaire récent et à venir de la basse vallée de l’Ain et de déterminer la résistance potentielle de ce secteur face à la propagation du déficit en sédiments. Il s’agit ainsi à l’échelle de la basse vallée d’identifier les processus et de localiser les sources les plus contributives sur la période récente (1980-2000) pour laquelle nous disposons à la fois de données planimétriques (photographies aériennes de 1980 et 2000) mais aussi topographiques fines (profils en long et en travers de 1976 et 1999), et de définir leur pérennité. Les transferts sédimentaires à l’échelle de la basse vallée puis au sein de sous-tronçons seront également quantifiés et spatialisés. Ces résultats seront discutés dans un troisième temps afin de fournir des éléments concrets d’aide à la décision permettant de définir des mesures de gestion du déficit les plus pertinentes.

La basse vallée de l’Ain

4Cette vallée correspond à la partie aval d’un des affluents de rive droite les plus importants du Rhône. Avec une pente moyenne de 0,13 %, ce tronçon de 50 km draine un bassin-versant d’environ 3 600 km² dans la partie occidentale du Jura méridional. La basse vallée se situe au cœur d’une vaste dépression d’orientation NE/SW, limitée à l’ouest par le plateau des Dombes et à l’est par les chaînons calcaires du Bugey Méridional, au sud-est par un horst jurassique matérialisé par le plateau de Crémieu. L’encaissement de cette vallée, datant de la fin de la période würmienne, a déterminé un système de terrasses emboîtées dans les alluvions en rive gauche de l’Ain et partiellement étagées en rive droite où le substrat molassique et morainique affleure localement (Bravard, 1986).

5Ce cours d’eau est caractérisé par un régime pluvial voire pluvio-nival. Il s’agit d’un cours d’eau d’ordre 6 (classification de Strahler, 1957) à charge grossière (D50 variant de 26 mm à 15 mm) qui présente un tracé sinueux à méandres libres ou divagants et génère par la mobilité de son lit une mosaïque de milieux riverains très diversifiés accueillant une flore et une faune de grand intérêt au sein d’un large corridor boisé. La bande active et son corridor alluvial sont actuellement très peu aménagés. D’un chapelet de petites usines utilisant 26 % des 615 m de chute sur l’ensemble des 230 km du cours d’eau, seules subsistent aujourd’hui dans la basse vallée trois microcentrales. En revanche, la partie amont concentre les grands aménagements hydroélectriques, une chaîne de barrages, composée de cinq ouvrages construits entre 1928 et 1970, qui s’étend sur un linéaire de 45 km entre Vouglans et Allement (fig. 1). Parmi ces ouvrages, seul le réservoir de Vouglans, mis en eau en 1968, a modifié le régime hydrologique du cours d’eau (Agard et al., 1968).

6Ce cours d’eau a enregistré depuis la fin du XIXe siècle une métamorphose fluviale largement décrite depuis la première étude PIREN jusqu’au travail d’A.-J. Rollet (2007). De nombreux facteurs à la fois externes (fin du Petit Age Glaciaire,, reboisement du bassin-versant, construction d’ouvrages sur les affluents) et internes (construction de seuils et ouvrages dans la vallée, extractions, protections de berges, recoupements de méandres) ont été avancés pour expliquer la disparition d’un style en tresses encore existant sur les cartes de 1931 au profit d’un style à méandres depuis la fin des années 1950 (Fagot et al., 1989 ; Bravard et al., 1990 ; Piégay et Bravard, 1993). Si les barrages ne sont pas responsables de la disparition du style en tresses de l’Ain observé durant le XXe siècle, il a été mis en évidence que depuis les années 1980, ils modifient fortement la dynamique hydrologique et sédimentaire actuelle du cours d’eau (Piégay et al., 2000 ). Le barrage de Vouglans a ainsi contribué à réduire la fréquence des débits morphogènes, la répartition intra-annuelle de ces derniers ainsi que des débits maximums annuels. Les crues de printemps étant faiblement écrêtées, voire augmentées, la construction de cet ouvrage n’a en rien favorisé le développement de la végétation pionnière contribuant à la rétraction de ce système. Néanmoins, l’écrêtement observé des crues d’hiver a potentiellement limité l’arrachage des pionniers et leur régénération, maintenant ainsi d’importantes rugosités ainsi qu’une plus forte cohésion des bancs et limitant alors l’intérêt morphologique de débits morphogènes en période hivernale (Rollet, 2007).

7De plus, la contribution de ces ouvrages à la diminution des entrées sédimentaires a été mise en évidence par l’observation d’un pavage du fond du lit prononcé sur une vingtaine de kilomètres en aval de la chaîne de barrages, ainsi que par la réduction surfacique progressive des bancs de galets (Rollet, 2007). Ainsi, ils sont susceptibles d’engendrer une nouvelle modification profonde et durable du style fluvial par la transformation des secteurs à méandres mobiles en tronçons rectilignes, stables et pavés. Ce déficit a déjà affecté les 20 premiers kilomètres avec une progression d’environ 500 m/a depuis la fin des années 1960. Il menace aujourd’hui la richesse écologique de ce système qui accueille une faune et une flore de grand intérêt (Ombre commun, Flûteau nageant, Apron, Loutre… ; Rollet et al., sous presse).

Fig. 1 – La basse vallée de l’Ain.
Fig. 1 – The lower Ain River.

Fig. 1 – La basse vallée de l’Ain.Fig. 1 – The lower Ain River.

A : Localisation du tronçon à l’échelle régionale. B : Localisation des principaux barrages sur le continuum. C : Géologie du secteur (d’après Bravard et al., 1990). 1 : bande active de 2000 ; 2 : plaine moderne ; 3 : terrasses fluvio-glaciaires ; 4 : terrasses holocènes ; 5 : calcaires jurassiques ; 6 : complexes morainiques würmiens ; 7 : formations sédimentaires de la Dombe ; 8 : ponts.
A: Location of the Ain River in the Rhône basin. B: Position of the main dams located in the middle reach. C: Geological context of the reach. 1: active channel in 2000; 2: modern floodplain; 3: fluvio-glacial terraces; 4: Holocene terraces; 5: Jurassic limestone; 6: Würm-period morainic deposits; 7: sedimentary units of the Dombe; 8 : bridges.

Matériel et méthodes

Principes généraux et échelles d’analyse

8Il existe principalement trois types de techniques pour établir un budget sédimentaire (planimétriques, topographiques et morphologiques). Le choix dépend de l’échelle de temps considérée, des données disponibles et des objectifs fixés (Brewer et Passmore, 2002). Compte-tenu des données disponibles sur l’Ain, nous avons choisi d’appliquer une technique dérivée du budget morphologique développée par D.G. Ham et M. Church (2000) sur un cours d’eau en tresses, la Chilliwack. Cette méthode conjugue les principes des techniques précédemment citées et se compose de quatre étapes successives: 1) cartographie des différentes formes fluviales ; 2) étude des modifications planimétriques (érosion ou dépôt) à l’échelle de chaque forme fluviale à partir de la superposition des couches cartographiques ; 3) conversion des superficies érodées ou déposées en volumes à partir de données topographiques complémentaires ; 4) calcul du budget morphologique global. Comme notre tronçon d’étude connait pendant la période étudiée à la fois un déficit sédimentaire et une incision du chenal, nous avons également considéré les volumes relatifs aux mouvements verticaux enregistrés par la bande active depuis 20 ans. Ce budget intègre ainsi à la fois les volumes de sédiments déposés ou érodés du fait de la mobilité en plan mais aussi verticale du chenal (fig. 2). Il repose sur des données de différente nature collectées sur le terrain (% de matrice fine dans les alluvions, hauteurs de berge, épaisseurs de fines dans le lit majeur) ou extraites de documents existants (profils topographiques, photographies aériennes). Les apports depuis le principal affluent, l’Albarine, ont été estimés dans le cadre de précédents travaux (Loire, 2001 ; Malavoi, 2005). Notre budget n’intègre que la fraction grossière (graviers et galets) des échanges sédimentaires au sein du système, la sédimentation fine médiane sur la basse vallée n’étant que de 0,8 cm/a (soit 16 cm sur l’ensemble de la période étudiée ici ; Piégay et al, 2008).

9Nous avons établi le budget sédimentaire à deux échelles spatiales, celle de la basse vallée puis celle de secteurs (1,5 km minimum) considérés comme morphologiquement homogènes. A cette dernière échelle, nous avons considéré comme apports amont dans un secteur donné (fig. 2) les sorties sédimentaires provenant du secteur immédiatement amont. Ces secteurs ont été définis à partir de quatre variables géomorphologiques élémentaires renseignées pour l’ensemble de la plaine moderne, par segment de 250 m de linéaire : la mobilité latérale du chenal, l’importance locale de la charge de fond (largeurs lit mouillé/largeur de bande active mesurées en conditions d’étiage), la taille médiane des sédiments et la variabilité locale de la pente (voir détails in Rollet, 2007). Cette sectorisation longitudinale a permis d’identifier 10 secteurs d’au moins 1,5 km de long qui servent de support à la spatialisation du budget sédimentaire (fig. 1).

Fig. 2 – Budget sédimentaire théorique et présentation des données utilisées.
Fig. 2 – Theoretical sediment budget and data presentation.

Fig. 2 – Budget sédimentaire théorique et présentation des données utilisées.Fig. 2 – Theoretical sediment budget and data presentation.

Quantification et interprétation des changements planimétriques

10Les formes fluviales ont été cartographiées à partir de digitalisations manuelles effectuées sur les photographies aériennes de 1980 et 2000 acquises lors de débits d’étiages équivalents (21 m3/s et 22 m3/s), rectifiées et géo- référencées avec une RMSE inférieure à 5 m (ArcGis9). Afin de réduire l’erreur liée à l’interprétation et la digitalisation, cette étape a été effectuée par un seul opérateur, à une échelle définie. Ces cartographies ont été superposées et neuf types de transition ont pu être répertoriés (tab. 1). Nous avons ensuite déterminé les correspondances entre les transitions observées (par exemple, surfaces de banc devenues de la végétation) et les processus qui sont à l’origine de ces transitions : stockage ou érosion de sédiments. La définition de ces processus (dépôt ou érosion) à partir des changements planimétriques du cours d’eau est l’étape la plus délicate à effectuer car elle nécessite une bonne connaissance des processus en jeu. Nous avons ainsi établi nos types en nous appuyant sur les travaux menés par D.G. Ham et M. Church (2000) sur un système en tresses (tab. 1) en les adaptant à un cours d’eau à méandres mobiles et verticalement instable.

11En effet, ces dépôts sont particulièrement difficiles à identifier compte tenu du caractère mobile du chenal. Les sédiments, une fois déposés, sont ensuite colonisés par la végétation s’ils ne sont pas rapidement remobilisés. Deux types de dépôts doivent être alors considérés (fig. 3). Le type 1 fait référence aux dépôts récents (déposés 2 ans à 4 ans avant l’observation en 2000) constituant la nouvelle couche active susceptible d’être encore remaniée. Ces dépôts n’étant pas encore végétalisés, ils sont appréhendés à partir des superficies de chenal devenues bancs de galets (tab. 1). Le type 2 correspond aux sédiments abandonnés sur le banc de galets après 1980 et dont la surface a été ensuite progressivement végétalisée jusqu’en 2000. Ils correspondent aux surfaces de banc ou de chenal en eau de 1980 devenues lit majeur (avec une végétation ligneuse ou arbustive) en 2000. Pour un budget établi sur 20 ans, ignorer ces dépôts végétalisés revient à ne considérer que les dépôts sédimentaires intervenus durant les 4 dernières années de la période considérée et donc à largement sous-estimer les processus de dépôt en général.

12Enfin, dans un contexte de cours d’eau verticalement stable, l’érosion puis la reconstitution des surfaces de dépôt n’influencent pas, à l’échelle d’une ou plusieurs décennies, le bilan global des transferts de charge de fond. En revanche, dans des systèmes en cours d’incision, les différences altitudinales entre la plaine alluviale anciennement construite et les dépôts sédimentaires récemment végétalisés nous ont conduit à considérer ces transitions dont la participation au budget sédimentaire est variable selon les contextes (tab. 1). Les surfaces de plaines alluviales en 1980 érodées, reconstituées puis à nouveau végétalisées ou non en 2000 ont ainsi participé à la production ou au stockage des sédiments uniquement du fait de leurs évolutions altimétriques. Elles seront ainsi traitées dans le cadre de l’analyse des changements verticaux.

13La conversion des données surfaciques en volumes a été effectuée de façon identique, qu’il s’agisse de sédiments déposés ou érodés. Elle est fondée sur la formule de calcul du volume d’un parallélogramme, où le produit de la largeur et de la longueur correspond aux aires digitalisées et la hauteur à la hauteur des berges (Rollet, 2007). Compte tenu des vitesses des écoulements et de la profondeur du chenal, il n’a pas été possible de mesurer les hauteurs de berge à partir du talweg, comme préconisé par D.G. Ham et M. Church (2000), en particulier au droit des zones d’érosion. Les hauteurs du niveau graveleux en berge ont donc été estimées de façon différenciée sur les zones de dépôt et d’érosion, à partir de mesures in situ (une moyenne de 3 points de mesure par secteur d’érosion et de construction repéré sur photographie aérienne) réalisées à l’aide d’une mire et d’une lunette topographique. Ces mesures ont été complétées par l’exploitation de 90 profils en travers levés en 2004 (environ 1 profil tous les 500 m) par l’IRSTEA pour obtenir les hauteurs de berge depuis le talweg. Les épaisseurs de fines surmontant les niveaux graveleux érodés et déposés en lit majeur ont été retranchées afin de ne considérer que les échanges de sédiments grossiers alimentant la charge de fond.

Fig. 3 – Définition des volumes érodés et stockés dans un contexte de cours d’eau à méandres mobiles en équilibre dynamique (les lettres a-f renvoient aux processus recensés dans le tab. 1).
Fig. 3 – Definition of sediment volume eroded and stored in a context of free meandering river in equilibrium (letters a-f refer to process reported in table 1).

Fig. 3 – Définition des volumes érodés et stockés dans un contexte de cours d’eau à méandres mobiles en équilibre dynamique (les lettres a-f renvoient aux processus recensés dans le tab. 1). Fig. 3 – Definition of sediment volume eroded and stored in a context of free meandering river in equilibrium (letters a-f refer to process reported in table 1).

Les dépôts de type 1 font référence aux dépôts récents (déposés 2 à 4 ans avant l’observation en 2000) et les dépôts de type 2 correspondent aux sédiments abandonnés sur le banc de galets après 1980 et dont la surface a été ensuite progressivement végétalisée jusqu’en 2000. 1 : limite supérieure des couches de sédiments grossiers ; 2 : ligne d'eau d'étiage ; 3 : érosion ; 4 : dépôt de type 1 ; 5 : dépôt de type 2.
Sediment deposit (type 1) refer to recent deposit (1996 to 1998) and sediment deposit (type 2) refer to sediments deposited on gravel bars after 1980 and which surface were progressively vegetalised until 2000. 1: upper limit of the coarse sediment layer; 2: low flow water level; 3: erosion; 4: sediment deposit type 1; 5: sediment deposit type 2.

Tab. 1 – Synthèse des changements observés et des processus associés dans le cadre de l’étude morphologique menée sur la rivière Chilliwack (d’après Ham et Church, 2000) et dans le cadre de la présente étude morphologique menée sur l’Ain.
Tab. 1 – Synthesis of observed morphological changes and associated processes recorded within the framework of the Chilliwack River study (after Ham and Church, 2000) and the present study.

Elément en 1980

Elément en 2000

Par D.G. Ham et M. Church (2000)

Processus considérés dans le cadre cette étude

Plaine alluviale

Chenal en eau

Érosion

Érosion (cf. e in fig. 3)

Plaine alluviale

Banc

Décapage

Variable selon conditions (voir détail ci-dessous-

Plaine alluviale

Plaine alluviale

Stable

Variable selon conditions (cf. a in fig. 3, voir détail ci-dessous)

Banc

Plaine

Récupération par la plaine alluviale

Érosion

Banc

Chenal en eau

Érosion

Érosion

Banc

Banc

Stable

Stable

Chenal en eau

Banc

Dépôt

Dépôt de type 1 (cf. c in fig. 3)

Chenal en eau

Plaine alluviale

Dépôt

Dépôt de type 2 (cf. b in fig. 3)

Chenal en eau

Chenal en eau

Stable

Stable (cf. d in fig. 3)

Quantification et interprétation des changements verticaux

14La quantification des processus verticaux internes à la bande active a été établie à partir des variations altitudinales des lignes d’eau d’étiage estimées d’après les profils en long levés en 1976 et 1999 et corrigés (Piégay et al., 2000). Nous estimons que les évolutions verticales enregistrées par la ligne d’eau sont représentatives de l’évolution verticale de l’ensemble de la bande active dans la mesure où aucune modification du style fluvial n’est intervenue durant la période considérée.

15À la différence de D.G. Ham et M. Church (2000), nous avons ajouté à ces mesures, les bilans relatifs aux superficies de plaine moderne de 1980, qui apparaissent à nouveau comme plaine moderne en 2000, mais qui ont connu un cycle complet d’érosion, de dépôt puis de végétalisation. Négatif dans les tronçons incisés, le bilan érosion/dépôt peut s’avérer positif sur des tronçons en cours d’exhaussement. Ces superficies ont été multipliées par la différence altimétrique existant entre le niveau graveleux de la plaine moderne et celui des nouvelles formes d’accumulation. Ces volumes sont considérés comme « érodés » lorsque le lit majeur érodé, sur le secteur, est plus élevé que le toit des bancs de galets (fig. 4A), et comme des dépôts s’il est moins élevé (fig. 4B).

16La conversion des volumes de sédiment déposés ou érodés en un volume de galets effectivement transportés a été effectuée en calculant la porosité et le pourcentage de matrice à partir d’échantillons volumétriques, tel que préconisé par J.K. Haschenburger et M. Church (1998). Sept granulométries volumétriques réparties sur l’ensemble de la basse vallée (Rollet, 2007) ont permis de définir un pourcentage de matrice (grains < 2 mm) oscillant entre 5 % et 12 % selon les sites. La porosité a été calculée à l’aide de la relation développée par P.A. Carling et N.A. Reader (1982) pour des sédiments hétérométriques, comme cela est recommandé par J.K. Haschenburger et M. Church (1998) :
p=0,46654Dm-0,21–0,0333 (1)
avec p = porosité et Dm = diamètre moyen des particules (en mm).

Fig. 4 – Définition des volumes érodés et stockés dans le cours d’eau à la suite (A) d’un exhaussement et (B) de l’incision du lit.
Fig. 4 – Definition of volume of sediment eroded and stored in the active channel after (A) channel aggradation and (B) channel incision.

Fig. 4 – Définition des volumes érodés et stockés dans le cours d’eau à la suite (A) d’un exhaussement et (B) de l’incision du lit. Fig. 4 – Definition of volume of sediment eroded and stored in the active channel after (A) channel aggradation and (B) channel incision.

1 : érosion ; 2 : dépôt de type 1 ; 3 : dépôt de type 2 ; 4 : ligne d'eau d'étiage ; 5 : différence altitudinale entre lit majeur érodé et lit majeur construit.
1: erosion; 2: sediment deposit type 1; 3: sediment deposit type 2; 4: low-flow water level; 5: altitudinal differences between eroded floodplain and sediment deposits.

Marges d’erreur

17Dans le but de nous assurer que les volumes ainsi établis, et donc le budget résultant, soient significatifs ou non, nous avons estimé une marge d’erreur pour chaque secteur homogène. Celle-ci est difficile à évaluer dans la mesure où un budget sédimentaire intègre des informations de nature très différente (fig. 2), chaque source d’information présentant des échelles spatiales et temporelles particulières ainsi que différents niveaux de qualité (Reid et Dunne, 2003). Dans notre cas, quatre sources d’erreur potentielles ont été identifiées, résultant successivement de l’exploitation des photographies aériennes et des profils en long, des mesures de largeur des bandes actives et des hauteurs de berge et de la détermination des surfaces. Concernant les trois dernières, l’exploitation des profils en long et les mesures de bandes actives et de hauteur de berge, les erreurs sont minimes. Seules avaient été retenues les évolutions verticales considérées comme significatives (< 0,5 m) et les mesures de largeurs de bande active résultent de moyennes établies à partir de mesures répétées tous les 250 m de linéaire. Les mesures de hauteur de berge ayant été effectuées à la mire et à la lunette topographique et les profils en travers ayant été réalisés par un géomètre professionnel, la marge d’erreur maximum est estimée à ± 0,1 m. Cette variabilité induit de faibles écarts de valeurs (2,6 % en moyenne) au niveau des budgets sédimentaires eux-mêmes.

18L’erreur produite lors de l’exploitation des photographies aériennes est également difficile à établir. La déformation des images lors de leur recalage a été testée en comparant la surface d’objets identiques (champs, stades) vectorisés à la fois sur les clichés recalés et les clichés ortho-rectifiés de la même série de l’année 2000. Les écarts de superficie sont inférieurs à 2 % et intègrent à la fois les erreurs de déformation et de digitalisation. En revanche, d’après des observations effectuées à partir de points de contrôle (maison, arbres…) communs entre les photographies de 1980 et 2000, il est apparu que, malgré toutes les précautions prises (RMSE < 5 m), le décalage spatial entre deux images était de l’ordre de 10 m suivant toujours le même vecteur. Ainsi, les largeurs des aires d’érosion ou de dépôt ont pu être sur- ou sous-estimées de 10 m. La taille de chaque polygone digitalisé à partir des clichés aériens de 1980 et de 2000 a alors été augmentée de 10 m puis l’ensemble de la procédure de superposition des couches a été répétée. La comparaison des résultats ainsi obtenus avec ceux initialement estimés ont indiqué de forts écarts de valeurs (17 à 26 % selon les secteurs considérés) au niveau des budgets sédimentaires. Nous avons ainsi considéré que les marges d’erreurs susceptibles d’affecter les résultats des budgets sédimentaires sont, au maximum, de ± 20-30 %.

Résultats

Localisation et source des entrées sédimentaires

19La quantification des volumes de sédiments mobilisés par les processus d’érosion nous a permis d’estimer que l’Ain, dans sa basse vallée, a remobilisé en moyenne 200 000 m3 de sédiments grossiers par an, entre 1980 et 2000. Les érosions de berge constituaient près de 75 % de ces apports sédimentaires, les 25 % restants étant issus de l’incision du lit et la ré-érosion des bancs. Il est évident que ces entrées sédimentaires locales ne sont pas uniformément réparties le long de la basse vallée, le secteur S1, en amont, représentant la zone de plus faible production sédimentaire. Les sources sédimentaires sont essentiellement localisées au niveau des secteurs 3 et 5 (fig. 5). Le recul des berges est de 5 m/a à 6 m/a sur ces secteurs à méandres mobiles. Les entrées sédimentaires semblent également importantes à l’extrémité aval du tronçon, mais elles ne participent pas réellement à l’alimentation de la basse vallée en charge de fond mais plus directement au Rhône. La contribution par érosion des bancs diminue progressivement en importance dans les secteurs S2 et S4. Ce type de contribution est également important au niveau de tous les secteurs rectilignes (S6 et S8) où les capacités de stockage sont faibles du fait de leur mobilité latérale réduite et des contraintes hydrauliques s’exerçant de façon homogène sur l’ensemble du lit. Enfin, les secteurs sur lesquels l’érosion des bancs est conséquente sont pour la plupart suffisamment éloignés de la confluence au Rhône (S2, S3, S8) pour que cette charge participe encore à l’alimentation des secteurs aval. Ainsi, si ce processus d’érosion de banc représente une perte sédimentaire nette à l’échelle de certains secteurs, il ne participe pas à un déficit de charge à l’échelle de la basse vallée.

Fig. 5 – Quantification et répartition, par secteur homogène, des entrées sédimentaires moyennes annuelles spécifiques sur la basse vallée de l’Ain.
Fig. 5 – Quantification and distribution of mean annual specific sediment input along the lower Ain River.

Fig. 5 – Quantification et répartition, par secteur homogène, des entrées sédimentaires moyennes annuelles spécifiques sur la basse vallée de l’Ain.Fig. 5 – Quantification and distribution of mean annual specific sediment input along the lower Ain River.

Budget sédimentaire : volumes globaux et structuration spatiale

20Le budget sédimentaire établi sur l’ensemble de la basse vallée est équilibré, la différence entre les volumes de sédiments érodés et stockés n’étant que de 1 100 m3/a (fig. 6). Cette différence ne peut pas être considérée comme correspondant au volume de sédiments fournis au Rhône, dans la mesure où elle est largement inférieure à la marge d’erreur, estimée précédemment à 20-30 %. Ce budget démontre le rôle prépondérant des processus latéraux dans les dynamiques de transferts sédimentaires, la migration de méandres engendrant les transferts de charge les plus importants (fig. 6) alors que les apports grossiers de l’Albarine (1 250 m3/a), principal affluent, sont négligeables à l’échelle de la basse vallée. Bien que les volumes de ces apports soient importants en absolu, ils ne contribuent pas significativement au transport solide grossier de la rivière estimé à environ 15 000 m3/a (Rollet, 2007), lui-même somme toute faible comparativement aux échanges observées entre le lit majeur et le lit mineur dans certains secteurs, les entrées par érosion étant largement compensées par les volumes stockés par aggradation du lit majeur.

21La sectorisation de ce budget sédimentaire confirme qu’un déficit en alluvions est observé sur les 22 km amont de la basse vallée (secteurs S1 et S2 ; fig. 7A). Ce tronçon exporte plus de charge qu’il n’en dispose étant donné que les entrées sédimentaires sont faibles sur ce linéaire. Ce déficit concerne particulièrement le secteur S2 (environ 3 m3.a-1.m-1, soit 12 500 m3/a). Cette estimation est tout à fait cohérente avec les capacités de transport estimées pour la charge de fond (12 000 m3/a) sur ce tronçon. En effet, le secteur S1 semble en quasi équilibre dynamique, car il n’a plus la capacité d’ajuster sa géométrie à l’excédent d’énergie du chenal, du fait des protections de berge, de l’absence de bancs de galets, des affleurements du substratum et du pavage mis en évidence dans de précédents travaux (Rollet, 2007). Il présente ainsi un transport solide grossier nul à résiduel, également observé à partir des mesures in situ, et de faibles processus d’érosion et de dépôt.

22Le détail du budget sédimentaire par secteur confirme également que les secteurs à forte dynamique latérale (S3 et S5) ne contribuent pas à la production sédimentaire nette dans le sens où elle favorise autant les processus d’érosion que de dépôt. Les secteurs les plus mobiles, présentant les entrées sédimentaires les plus importantes, sont également ceux qui stockent le plus par aggradation concomitante de lit majeur (fig. 7B). En réalité, la dynamique de migration de méandres ne permet pas d’entrées nettes de sédiments. En plus d’être eux-mêmes producteurs, du fait de leur importante mobilité latérale, ils bénéficient des apports de charge des secteurs amont. Il semble que ces secteurs n’aient pas la capacité d’évacuer l’ensemble de ces quantités d’alluvions entrantes, et qu’ils soient donc largement excédentaires. Cette charge en excédent, déposée en amont, ne parvient pas en aval, où les secteurs présentent à nouveau un déficit. Ils agissent donc comme des réservoirs sédimentaires. Cette rétention locale de la charge de fond se traduit par un exhaussement du lit ainsi que par des dépôts de sédiments grossiers dont le toit atteint, voire dépasse très localement, le niveau graveleux de la plaine alluviale (fig. 7C). Ainsi, à surfaces égales, les dépôts concernent des volumes sédimentaires plus importants que les érosions. Par rétroaction positive, ces exhaussements participent eux-mêmes à l’entretien de la mobilité latérale sur ces secteurs. A l’inverse, les secteurs incisés (fig. 7C) produisent plus de sédiments que les secteurs mobiles en équilibre dynamique. Les écarts altimétriques entre le lit majeur érodé (auquel est retranchée l’épaisseur moyenne de sédiments fins) et les zones de dépôt étant nettement plus importants sur les secteurs incisés (S1, S2, S6 et S8), les processus d’érosion-accumulation de plaine alluviale introduisent largement plus de sédiments qu’ils n’en stockent. Si ces processus restent mineurs en valeur absolue (3 500 m3/a), ils correspondent malgré tout à 28 % du transport solide potentiel, ce qui n’est pas négligeable dans des secteurs sans apports amont.

23Si le stockage sédimentaire des secteurs S3 et S5 permet localement l’entretien de la dynamique latérale, il en résulte un nouveau déficit sur les secteurs en aval qui ne bénéficient probablement plus de suffisamment de sédiments depuis l’amont. Les secteurs S6 et S7 présentent cependant un budget sédimentaire relativement équilibré car ils parviennent à compenser ces faibles apports, le secteur S6 en exportant la charge encore présente dans la bande active sous forme de banc, et le secteur S7 en profitant à la fois des apports du secteur S6 et d’érosions latérales très localisées se traduisant par un léger élargissement de la bande active. Le secteur S8, en revanche, présente un net déficit (4 m3.a-1.m-1). Secteur relativement rectiligne, 40 % de sa production sédimentaire provient à la fois de son incision (17 %) consécutive à la mise en place de protections de berge et de recoupements naturels et artificiels de méandres, ainsi que de l’exportation progressive de la charge composant ses bancs de galets (24 % ; fig. 5). Contrairement aux érosions de berge dans des secteurs à méandres mobiles, ces processus de production de charge ne sont pas compensés par des dépôts de charge concomitants et représentent donc des déficits nets de charge à l’échelle du secteur.

24Enfin, les secteurs S9 et S10 sont à nouveau des secteurs de méandres présentant à la fois d’importantes capacités de production et de stockage de la charge grossière. Le budget sédimentaire du secteur S9 est ainsi relativement équilibré. Le secteur S10 présente un large excédent de charge (+ 15 000 m3/a). Ce tronçon, proche de la confluence avec le Rhône, est fortement influencé par le contrôle aval exercé par le niveau du Rhône. Cela contribue probablement à réduire ses capacités à exporter à la fois la charge qu’il produit et celle qu’il reçoit des secteurs en amont. Le dépôt de cette charge, sous forme de bancs, favorise une diffluence des écoulements, ce qui explique que ce secteur soit latéralement très mobile.

Fig. 6 – Budget sédimentaire moyen annuel à l’échelle de la basse vallée de l’Ain établi sur la période 1980-2000.
Fig. 6 – Mean annual sediment budget of the lower Ain valley for the 1980-2000 period.

Fig. 6 – Budget sédimentaire moyen annuel à l’échelle de la basse vallée de l’Ain établi sur la période 1980-2000.Fig. 6 – Mean annual sediment budget of the lower Ain valley for the 1980-2000 period.

Fig. 7 – A : Budget sédimentaire spécifique par tronçon, établis sur la période 1980-2000. B : Volumes spécifiques (en m3/m) moyens annuels de sédiments grossiers érodés et déposés dans le cadre des processus de migration de méandres de 1980 à 2000. C : Différences altimétriques entre les lits majeurs érodés et les secteurs de dépôt (les valeurs sont négatives si la hauteur de berges de dépôts est supérieure à la hauteur du lit majeur érodée une fois la couche de sédiments fins retranchée).
Fig. 7 – A: Specific sediment budget (per reach) for the 1980-2000 period. B: Mean annual specific volume (in m3/m) of coarse sediment eroded and stored in a context of free meandering processes for the period 1980-2000. C: Altitudinal differences between eroded floodplain and aggrading gravel bars (negative values obtained if height of gravel bars exceed the height of the eroded floodplain once the fine sediment deposits have been subtracted).

Fig. 7 – A : Budget sédimentaire spécifique par tronçon, établis sur la période 1980-2000. B : Volumes spécifiques (en m3/m) moyens annuels de sédiments grossiers érodés et déposés dans le cadre des processus de migration de méandres de 1980 à 2000. C : Différences altimétriques entre les lits majeurs érodés et les secteurs de dépôt (les valeurs sont négatives si la hauteur de berges de dépôts est supérieure à la hauteur du lit majeur érodée une fois la couche de sédiments fins retranchée).Fig. 7 – A: Specific sediment budget (per reach) for the 1980-2000 period. B: Mean annual specific volume (in m3/m) of coarse sediment eroded and stored in a context of free meandering processes for the period 1980-2000. C: Altitudinal differences between eroded floodplain and aggrading gravel bars (negative values obtained if height of gravel bars exceed the height of the eroded floodplain once the fine sediment deposits have been subtracted).

Discussion

Dynamique sédimentaire actuelle, mobilité du lit et pérennité des sources sédimentaires

25La majorité des entrées sédimentaires provient du déstockage de la plaine moderne par érosion latérale. Il faut cependant relativiser ce type de fournitures sédimentaires qui intervient principalement dans les secteurs de méandres actifs, du fait de leur migration progressive car il est généralement couplé à des processus de stockage immédiatement aval (Bravard et Petit, 1997 ; Constantine, 2006). Ainsi, les volumes accumulés et érodés se compensent bien souvent. Dans le cas de l’Ain, les secteurs à méandres, où se produisent principalement ces phénomènes latéraux, correspondent à des secteurs en exhaussement où les dépôts sont aussi élevés, voire légèrement plus élevés, que le niveau graveleux du lit majeur érodé. De plus, ces secteurs mobiles connaissent une légère contraction de leur bande active du fait du reboisement consécutif à l’arrêt des pratiques pastorales et de la réduction de la fréquence des débits de crue depuis la construction du barrage de Vouglans en 1968 (Rollet et al., sous presse). Ainsi, le budget sédimentaire lié au processus de migration de méandres sur l’Ain tend vers un stockage plutôt que vers une production nette (fig. 7B).

26Dans le cas de secteurs incisés, où les niveaux graveleux érodés situés en rive concave sont bien plus élevés que les dépôts sédimentaires grossiers de convexité, une contribution positive au chenal est observée. Seuls les secteurs S2 et S8 produisent réellement des sédiments mais ce flux reste modeste comparativement à ce que peut potentiellement transporter un tel cours d’eau. Comme ils ne reçoivent pas de sédiments depuis l’amont, les secteurs présentant des érosions latérales n’enregistrent pas (ou peu) de dépôt. Or, il est maintenant bien admis qu’il existe dans des contextes de rivières à méandres un lien entre l’importance des apports sédimentaires amont et l’intensité de l’érosion latérale (Constantine, 2006), ces apports favorisant la formation et le maintien de bancs de galets à l’origine d’une augmentation des forces tractrices sur la berge opposée, moteur de l’érosion. Lorsque les apports sédimentaires amont diminuent, les bancs s’amaigrissent et les forces tractrices se répartissent plus uniformément sur la section, réduisant les contraintes hydrauliques en berge et, de fait, le taux de migration. Ainsi, comme aucune entrée sédimentaire depuis l’amont ne parvient au secteur S2 et que ses bancs sont fortement dégraissés, les érosions latérales, sur ce secteur, sont amenées à se réduire significativement. D’ici quelques années, il est envisageable que le secteur S3 ne reçoive plus aucun sédiment depuis l’amont et que sa dynamique latérale soit à son tour affectée.

27De plus, au droit des secteurs S2 et S8, les capacités de fourniture sédimentaire du lit majeur sont particulièrement importantes mais ne sont pas pérennes. Sur ces secteurs anciennement incisés, le niveau graveleux du lit majeur érodé est particulièrement plus élevé que celui de la bande active (fig. 7C) et participe donc à l’introduction de volumes sédimentaires particulièrement importants par m² de berge érodée. Cependant, sur la période 1980-2000, l’importance des entrées sédimentaires à partir de l’érosion du lit majeur est transitoire du fait du décalage, en termes d’ajustement à l’incision, entre le lit majeur et le lit mineur. L’érosion latérale, actuellement en cours sur les secteurs anciennement incisés, contribue à abaisser le niveau du lit majeur. Une fois érodé, le nouveau lit majeur présentera une altitude ajustée aux nouvelles conditions, équivalente à celle des dépôts. Lorsqu’un second cycle d’érosion se manifestera, il n’aura alors plus le même potentiel de recharge.

28Ainsi, si le budget sédimentaire à l’échelle de la basse vallée de l’Ain semble relativement équilibré sur la période 1980-2000, il faut s’attendre à un tarissement des entrées sédimentaires par érosion latérale au cours des prochaines décennies en raison de la disparition, dans un premier temps, de la dynamique latérale sur certains secteurs, à la suite de la disparition de leurs bancs de galets, puis, dans un second temps, de l’abaissement progressif du niveau graveleux du lit majeur. Le processus de dégraissage progressif des bancs a été mis en évidence dans de précédents travaux, et concerne d’ores et déjà les 20 km amont de la basse vallée (Rollet et al., sous presse).

Evolution probable de la dynamique à l’échelle de la basse vallée

29La prévision des évolutions morphologiques futures est délicate du fait de la complexité spatiale des processus en cours liée aux différences de géométrie du fond de vallée et à la répartition des aménagements anthropiques. Ainsi, la basse vallée de l’Ain peut être considérée non comme un compartiment alluvial et fonctionnel homogène mais comme deux sous-systèmes successifs qui présentent des fonctionnements sédimentaires distincts dans une même structure spatiale (fig. 8A). Tous deux comportent un secteur amont latéralement stable et un secteur aval mobile. Dans les deux cas, la perte de mobilité des parties amont est liée à un tarissement de la charge de fond retenue soit dans les réservoirs des barrages (secteur Allement-Martinaz), soit dans la zone de stockage naturelle de Gévrieux-Martinaz.

30Dans la partie amont de la basse vallée, nous pouvons nous attendre, dans un premier temps, à un ralentissement de la progression du front de déficit sédimentaire. Il s’apprête à affecter un secteur probablement plus résistant au tarissement de la charge de fond dans la mesure où celui-ci possède un stock sédimentaire encore important sous forme de bancs actifs très développés au sein de la bande active et une forte mobilité latérale. Le caractère morphologique de ce secteur, qui s’étend de Gévrieux à Martinaz, est lié au goulet d’étranglement de la vallée que constitue le complexe morainique de Chazey en aval de ces secteurs (fig. 1). Il semble que le processus de vidange du secteur Gévrieux-Martinaz va être amené à s’accélérer du fait 1) des recoupements de méandre récemment observés et 2) de la diminution progressive des entrées sédimentaires par érosion latérale (fig. 8B). En effet, nous avons observé depuis l’an 2000 plusieurs recoupements de méandre intervenus sur ce secteur, qui ont contribué à réduire de 1,25 km le linéaire de l’Ain. Les récents travaux de P. Dirias et al. (2013) montrent que les recoupements sont des moments particuliers dans les échanges sédimentaires. Le recoupement au droit de Martinaz a conduit dans un premier temps à des apports sédimentaires significatifs réactivant un transport solide actif sur le tronçon immédiatement aval, la formation de nouveaux bancs et des processus d’érosion latérale. Cependant, ces recoupements se sont traduits par une augmentation de la pente, des contraintes hydrauliques et de la capacité de transport du secteur et nous assistons dans un second temps à la vidange de ce réservoir naturel. Le style à méandres mobiles de ce tronçon est ainsi menacé à court terme.

31La réduction des entrées sédimentaires amont est liée à deux processus dont la dynamique est temporellement décalée. Le premier est lié à la réduction surfacique des bancs de galets du fait du déficit sédimentaire amont. La présence de ces bancs est indispensable pour préserver la migration latérale des méandres et l’érosion du lit majeur. Ainsi, les érosions enregistrées sur les secteurs en amont de Gévrieux, qui permettent des entrées nettes de sédiments, vont diminuer en rapport avec la disparation progressive des bancs (fig. 8B). De plus, l’importance des entrées sédimentaires à partir de l’érosion du lit majeur va être également réduite du fait du décalage temporel qui existe entre le lit majeur et le lit mineur, en termes d’ajustement à l’incision. L’érosion latérale, actuellement en cours sur les secteurs anciennement incisés, contribue à abaisser le niveau du lit majeur. Une fois érodé, le nouveau lit majeur présentera une altitude ajustée aux nouvelles conditions du lit mineur (fig. 8B). Lorsque ces méandres se recouperont, d’ici une vingtaine d’années, un second cycle d’érosion se manifestera. Ce tronçon n’aura alors plus le même potentiel de recharge, les entrées latérales correspondant aux stockages latéraux actuels, et la vidange sédimentaire du système s’en trouvera renforcée. Seul le secteur Gévrieux-Martinaz, qui aura entre temps connu une période d’incision du fait des recoupements des méandres, sera alors, peut-être, dans un contexte où le niveau graveleux des surfaces érodées en lit majeur sera supérieur à celui des bancs dans la bande active, le temps de la réalisation d’un nouveau cycle d’érosion. Ainsi, d’ici une cinquantaine d’années, à conditions hydro-climatiques constantes, nous pouvons imaginer que l’Ain va tendre vers une simplification de son tracé, avec la disparition des secteurs à méandres mobiles (fig. 8C). Il s’agira alors d’un cours d’eau stable incapable de mobiliser les stocks sédimentaires présents dans sa plaine alluviale et de régénérer ses milieux pionniers, du fait de l’absence de bancs. La disparition des secteurs de méandres mobiles représenterait alors une perte écologique et patrimoniale considérable dans la basse vallée (Rollet et Dufour, 2006).

32Ainsi, la notion d’espace de liberté proposée au début des années 1990 sur la basse vallée de l’Ain est aujourd’hui à ré-explorer compte tenu des connaissances acquises sur ces cours d’eau mobiles au cours des deux dernières décennies. Définir un espace de liberté est essentiel pour préserver l’érosion dans les secteurs mobiles non déficitaires en sédiments afin que celle-ci soit durablement un moteur écologique. En revanche, la préservation de cet espace ne garantit pas toujours une recharge sédimentaire effective susceptible d’alimenter les cours d’eau enregistrant un déficit sédimentaire car l’incision s’accompagne bien souvent d’une annihilation de la mobilité en plan. De fait, il doit s’accompagner bien souvent de mesures actives permettant de réactiver ces processus. C’est par exemple le cas de la réflexion engagées dans le cadre du programme INTERREG sur le Rhin (Piégay et al., 2010).

Fig. 8 – Schéma conceptuel de l’évolution morphologique probable de la basse vallée de l’Ain.
Fig. 8Conceptual framework of potential morphological evolution of the lower Ain River.

Fig. 8 – Schéma conceptuel de l’évolution morphologique probable de la basse vallée de l’Ain. Fig. 8 – Conceptual framework of potential morphological evolution of the lower Ain River.

1 : niveau graveleux du lit majeur érodé > niveau graveleux de la bande active ; 2 : niveau graveleux du lit majeur érodé identique au niveau graveleux de la bande active ; 3 : budget sédimentaire excédentaire ; 4 : budget sédimentaire déficitaire.
1: level of coarse gravel layer of the eroded floodplain > level of coarse gravel layer of the active channel; 2: level of coarse gravel layer of the eroded floodplain equal to level of coarse gravel layer of the active channel; 3 : positive balance of sediment budget; 4 : negative balance of sediment budget.

Conclusions

33Un des objectifs de ce travail était de produire des connaissances scientifiques originales tout en répondant à des attentes émanant de gestionnaires. Ainsi, nous avons pu mettre en évidence qu’une bonne compréhension du fonctionnement sédimentaire du cours d’eau est une étape préalable et nécessaire à la définition d’un plan de gestion adapté. L’Ain ne peut être considéré, sur le plan de la dynamique sédimentaire, comme un seul continuum mais doit être envisagé comme la juxtaposition de sous-systèmes. Chacun de ces sous-systèmes dispose ainsi d’un fonctionnement et de problématiques qui lui sont propres et nécessite donc des mesures de gestion adaptées à chacune de ses problématiques (déficit sédimentaire, redynamisation latérale, préservation du fonctionnement actuel…). Cette observation souligne l’inadéquation de préconisations affectant indistinctement l’ensemble d’un système. C’est le cas, par exemple, des mesures visant à la réhabilitation des débits morphogènes, qui ne permettraient l’augmentation de processus d’érosion que dans les secteurs à méandres déjà mobiles où les dépôts de sédiments seront aussi importants que les entrées, tout en accentuant la vidange sédimentaire des tronçons en amont. Il est alors préférable de mettre en place des actions de gestion ciblées susceptibles de pouvoir répondre à la problématique de chaque tronçon tout en considérant les logiques amont-aval entre ces tronçons. Cette démarche nécessite une bonne connaissance des structures en place et de l’agencement spatial des processus en cours, ce que permet une approche géographique fondée sur une quantification des volumes sédimentaires échangés entre les unités du corridor fluvial. Cette dernière est également fondamentale dans le sens où elle autorise l’analyse du système fluvial à différentes échelles spatiales, que l’on définit en fonction du processus considéré. Nous avons observé que le cours d’eau à l’échelle de la basse vallée présentait encore un budget sédimentaire équilibré mais que la spatialisation de ce même budget met en évidence un sérieux déséquilibre sédimentaire de certains tronçons.

34De fait, cette approche spatialisée et quantifiée nous a permis d’aider à définir un plan de gestion durable, c’est-à-dire permettant de répondre à la fois à des enjeux écologiques, et de respecter les contraintes socio-économiques, consistant à introduire artificiellement des sédiments dans le cours d’eau. Ces actions de gestion de la charge de fond ont un double objectif qui est à la fois préventif et curatif. Le premier vise à enrayer la progression du déficit sédimentaire sur les secteurs en aval de Gévrieux, où les enjeux écologiques et économiques sont importants (Rollet et al., sous presse). Il s’agit de secteurs latéralement très mobiles présentant une importante capacité de régénération des milieux riverains, donc d’une diversité d’habitats conséquente. Ces secteurs n’ont encore jamais été réellement concernés par les processus d’incision du chenal et le profil en long, contrairement aux autres tronçons, n’est pas encore stabilisé sur des affleurements de substratum. Le déficit sédimentaire est susceptible d’engendrer un enfoncement significatif du chenal et de la nappe d’accompagnement de la rivière et menace directement l’accès à la ressource en eau sur cette zone (par exemple, station de pompage de Mollon). En termes d’action curative, l’introduction de sédiments doit permettre une réhabilitation durable des habitats piscicoles, notamment de zones favorables au frai. A ce jour, près de 80 000 m3 de sédiments ont déjà été introduits sur ce secteur (Lejot, 2008) et une analyse de la réponse fluviale est en cours.

Les auteurs remercient les relecteurs anonymes pour leur contribution à l’amélioration du manuscrit.

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Annexe

Abridged English version

Sediment deficit management is currently a recurring problem in many western gravel-bed rivers. There are multiple causes for this deficit and the resulting adjustments might well be economically and environmentally harmful. A good knowledge of sediment dynamics is therefore fundamental to define the most appropriate measures to preserve such river patterns and functioning.

The aim of this contribution is to show the operational benefits of establishing a sediment budget illustrated by the case of the lower Ain River, which has been dammed between 1933 and 1968; it was undertaken after establishing a diagnosis of river changes demonstrating the existence of a sediment deficit on this river. It is first a matter of providing a methodological framework for establishing a sediment budget in the particularly complex cases of rivers laterally and vertically mobile. In these cases, it is particularly difficult to interpret plan-form changes in terms of sediment delivery. Such sediment budgeting improves our understanding of the recent and future sedimentary behaviour of the lower Ain River and determines the potential resistance of this reach to the propagation of its sediment deficit. These results finally provide concrete evidence supporting decision-making and defining the most relevant measures to manage the deficit.

We applied a protocol derived from the morphological budget, developed on a braided waterway, the Chilliwack River. We supplemented it by integrating the volumes of sediment deposited or eroded not only because of the channel lateral shifting but also vertical mobility (fig. 2). This budget is based on different types of data collected in the field (% of fines in the bed-load layer, bank height, thickness of overbank deposit in floodplain) or extracted from existing documents (topographic profiles, aerial photographs; fig. 2). Two spatial scales were taken into account, the whole lower valley and shorter reaches (minimum 1.5 km) considered as morphologically homogeneous.

Results demonstrate the major role of lateral processes in the sediment transfers (75% of input of sediments; fig. 5). The migration of meanders generates the most important bed-load transfers (fig. 6). This type of sediment supply operates primarily in such reaches, due to the gradual migration of loops where it is usually coupled to storage processes immediately downstream. It thus turns out that the dynamics of meander migration, does not, actually, result in any net input of sediments downstream. Only incised reaches, where eroded gravel deposits are much thicker than the ones stored in convexities, make a positive contribution to the channel (fig. 7). A significant reduction of sediment inputs provided by lateral erosion is expected in the coming decades due to the fading, at first, of lateral shifting in certain reaches, following the disappearance of their high gravel banks; then, in a second stage, on account of the gradual lowering of the level of the gravelly floodplain (fig. 8). These results lead us to re-explore the concept of erodible corridor propounded in the early 1990s. Defining an erodible corridor is essential to preserving erosion in these reaches; the preservation of this corridor does not always guarantee an effective recharge in bed-load sediment that could feed the rivers posting a sediment deficit because the incision often goes hand in hand with the annihilation of lateral mobility. In fact, it often must be accompanied by active measures designed to reactivate the meandering process.

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Table des illustrations

Titre Fig. 1 – La basse vallée de l’Ain.Fig. 1 – The lower Ain River.
Légende A : Localisation du tronçon à l’échelle régionale. B : Localisation des principaux barrages sur le continuum. C : Géologie du secteur (d’après Bravard et al., 1990). 1 : bande active de 2000 ; 2 : plaine moderne ; 3 : terrasses fluvio-glaciaires ; 4 : terrasses holocènes ; 5 : calcaires jurassiques ; 6 : complexes morainiques würmiens ; 7 : formations sédimentaires de la Dombe ; 8 : ponts.A: Location of the Ain River in the Rhône basin. B: Position of the main dams located in the middle reach. C: Geological context of the reach. 1: active channel in 2000; 2: modern floodplain; 3: fluvio-glacial terraces; 4: Holocene terraces; 5: Jurassic limestone; 6: Würm-period morainic deposits; 7: sedimentary units of the Dombe; 8 : bridges.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/10132/img-1.png
Fichier image/png, 132k
Titre Fig. 2 – Budget sédimentaire théorique et présentation des données utilisées.Fig. 2 – Theoretical sediment budget and data presentation.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/10132/img-2.png
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Titre Fig. 3 – Définition des volumes érodés et stockés dans un contexte de cours d’eau à méandres mobiles en équilibre dynamique (les lettres a-f renvoient aux processus recensés dans le tab. 1). Fig. 3 – Definition of sediment volume eroded and stored in a context of free meandering river in equilibrium (letters a-f refer to process reported in table 1).
Légende Les dépôts de type 1 font référence aux dépôts récents (déposés 2 à 4 ans avant l’observation en 2000) et les dépôts de type 2 correspondent aux sédiments abandonnés sur le banc de galets après 1980 et dont la surface a été ensuite progressivement végétalisée jusqu’en 2000. 1 : limite supérieure des couches de sédiments grossiers ; 2 : ligne d'eau d'étiage ; 3 : érosion ; 4 : dépôt de type 1 ; 5 : dépôt de type 2.Sediment deposit (type 1) refer to recent deposit (1996 to 1998) and sediment deposit (type 2) refer to sediments deposited on gravel bars after 1980 and which surface were progressively vegetalised until 2000. 1: upper limit of the coarse sediment layer; 2: low flow water level; 3: erosion; 4: sediment deposit type 1; 5: sediment deposit type 2.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/10132/img-3.png
Fichier image/png, 63k
Titre Fig. 4 – Définition des volumes érodés et stockés dans le cours d’eau à la suite (A) d’un exhaussement et (B) de l’incision du lit. Fig. 4 – Definition of volume of sediment eroded and stored in the active channel after (A) channel aggradation and (B) channel incision.
Légende 1 : érosion ; 2 : dépôt de type 1 ; 3 : dépôt de type 2 ; 4 : ligne d'eau d'étiage ; 5 : différence altitudinale entre lit majeur érodé et lit majeur construit. 1: erosion; 2: sediment deposit type 1; 3: sediment deposit type 2; 4: low-flow water level; 5: altitudinal differences between eroded floodplain and sediment deposits.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/10132/img-4.png
Fichier image/png, 63k
Titre Fig. 5 – Quantification et répartition, par secteur homogène, des entrées sédimentaires moyennes annuelles spécifiques sur la basse vallée de l’Ain.Fig. 5 – Quantification and distribution of mean annual specific sediment input along the lower Ain River.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/10132/img-5.png
Fichier image/png, 55k
Titre Fig. 6 – Budget sédimentaire moyen annuel à l’échelle de la basse vallée de l’Ain établi sur la période 1980-2000.Fig. 6 – Mean annual sediment budget of the lower Ain valley for the 1980-2000 period.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/10132/img-6.png
Fichier image/png, 100k
Titre Fig. 7 – A : Budget sédimentaire spécifique par tronçon, établis sur la période 1980-2000. B : Volumes spécifiques (en m3/m) moyens annuels de sédiments grossiers érodés et déposés dans le cadre des processus de migration de méandres de 1980 à 2000. C : Différences altimétriques entre les lits majeurs érodés et les secteurs de dépôt (les valeurs sont négatives si la hauteur de berges de dépôts est supérieure à la hauteur du lit majeur érodée une fois la couche de sédiments fins retranchée).Fig. 7 – A: Specific sediment budget (per reach) for the 1980-2000 period. B: Mean annual specific volume (in m3/m) of coarse sediment eroded and stored in a context of free meandering processes for the period 1980-2000. C: Altitudinal differences between eroded floodplain and aggrading gravel bars (negative values obtained if height of gravel bars exceed the height of the eroded floodplain once the fine sediment deposits have been subtracted).
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/10132/img-7.png
Fichier image/png, 46k
Titre Fig. 8 – Schéma conceptuel de l’évolution morphologique probable de la basse vallée de l’Ain. Fig. 8Conceptual framework of potential morphological evolution of the lower Ain River.
Légende 1 : niveau graveleux du lit majeur érodé > niveau graveleux de la bande active ; 2 : niveau graveleux du lit majeur érodé identique au niveau graveleux de la bande active ; 3 : budget sédimentaire excédentaire ; 4 : budget sédimentaire déficitaire. 1: level of coarse gravel layer of the eroded floodplain > level of coarse gravel layer of the active channel; 2: level of coarse gravel layer of the eroded floodplain equal to level of coarse gravel layer of the active channel; 3 : positive balance of sediment budget; 4 : negative balance of sediment budget.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/10132/img-8.png
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Pour citer cet article

Référence papier

Anne-Julia Rollet et Hervé Piégay, « De l’intérêt de la quantification pour la gestion des systèmes fluviaux : exemple de la basse vallée de l’Ain », Géomorphologie : relief, processus, environnement, vol. 19 - n° 1 | 2013, 63-78.

Référence électronique

Anne-Julia Rollet et Hervé Piégay, « De l’intérêt de la quantification pour la gestion des systèmes fluviaux : exemple de la basse vallée de l’Ain », Géomorphologie : relief, processus, environnement [En ligne], vol. 19 - n° 1 | 2013, mis en ligne le 10 juin 2015, consulté le 16 décembre 2017. URL : http://journals.openedition.org/geomorphologie/10132 ; DOI : 10.4000/geomorphologie.10132

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Auteurs

Anne-Julia Rollet

Normandie University, France – UCBN, LETG-Caen-Geophen – UMR CNRS 6554 – F-14032 Caen – France (anne-julia.rollet@unicaen.fr).

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Hervé Piégay

UMR CNRS 5600 Environnement-Ville-Société – Site ENS – Université de Lyon.

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