1Le concept de connectivité sédimentaire permet d’étudier l’efficacité des transferts hydro-sédimentaires entre les compartiments (Wohl et al., 2019) d’un système géomorphologique en s’intéressant à son aptitude à mettre en connexion ses différents compartiments (Bollati et Cavalli, 2020 ; Cavalli et al., 2019 ; Cossart, 2014 ; Cavalli et al., 2013). Cette notion de connectivité est une propriété qui émerge des interactions locales appelées « couplage » ; ces derniers désignent l’interconnexion des compartiments d’un système, liée aux processus de transport sédimentaire (Heckmann et Schwanghart, 2013 ; Faulkner, 2008 ; Harvey, 2001). Ces couplages peuvent être latéraux (e.g., versant-chenal) et être incarnés par des mouvements de terrain ; longitudinaux (e.g., amont-aval dans un cours d’eau) ; et verticaux (Fryirs, 2012 ; Fryirs et al., 2007 ; Harvey, 1997). En milieu de montagne, le concept de connectivité a été développé principalement dans les milieux alpins soumis à des dynamiques glaciaires, proglaciaires et périglaciaires (Buter, 2021 ; Cavalli et al., 2019 ; Cossart et Fressard, 2017 ; Berthet, 2016 ; Heckmann et Schwanghart, 2013 ; Cavalli et al., 2013 ; Theler, 2010). Pour cette étude et selon l’échelle utilisée, la distinction entre les termes couplage et connectivité a été réalisée en préférant strictement utiliser le terme de couplage pour étudier les processus sous-jacents entre deux unités géomorphologiques élémentaires de la cascade sédimentaire.
2Au sud du Japon, sur l'île de Kyūshū, les dynamiques de versant et les dynamiques sédimentaires en fond de vallée diffèrent dans leur fréquence et intensité (domaine subtropical, saison des pluies et typhons). Elles sont associées à des interférences anthropiques spécifiques et particulièrement prégnantes à travers les modes d’occupation du sol (e.g., forêts artificielles, cultures en terrasses, rizicultures, etc.) et les aménagements de contrôle de l’érosion désignés par le terme japonais « SABO (砂防) » ou « SABO works » (Mizuyama, 2008 ; JSECE, 2023). Ces aménagements ont pour objectif le contrôle de l’érosion sur les versants (« Hillside SABO works ») et la propagation des sédiments dans les cours d’eau, notamment avec des structures de rétention sédimentaire nommées « SABO dams » ou « SABO checks dams » (JSECE, 2023 ; Mizuyama, 2008 ; Chanson, 2004).
3En raison de sa morphologie d'arc volcanique et de son contexte subtropical, l'occurrence des processus hydro-gravitaires à la suite de pluies torrentielles est fréquente sur l’île. Les dynamiques de versant sont à leur paroxysme lors d’événements météorologiques extrêmes (basse fréquence / haute magnitude) favorisant les crises hydro-sédimentaires et incarnent ainsi pleinement un fonctionnement sporadique et pulsatoire (sensu Fort, 1987).
4Ces événements peuvent modifier, à plus ou moins long terme, les hydrosystèmes via la stabilité des versants, la morphologie des cours d'eau, les couplages morpho-sédimentaires et de manière générale le fonctionnement hydro-géomorphologique des bassins versants. La catastrophe hydro-sédimentaire du 5-6 juillet 2017 à proximité des villes d’Asakura et Hita, au nord de Kyūshū, offre la possibilité d’effectuer un retour d’expérience géomorphologique. En effet, deux facteurs principaux en font un cas d’étude intéressant dans la mesure où (i) plus de 1 500 mouvements de masse se sont déclenchés à la suite d’un épisode pluviométrique, ce qui représente un échantillon statistique rare pour étudier l’impact de ces processus sur le fonctionnement d’un hydrosystème ; et (ii) ce secteur bénéficie de données produites par des équipes de recherche et par le gouvernement japonais dont une partie sont accessible. Il est ainsi possible de documenter comment ces instabilités de versant agissent sur le fonctionnement des cascades sédimentaires, en commençant par la construction d’un état des lieux.
5Cette étude vise tout d'abord à (i) identifier les zones de production sédimentaire (e.g., mouvements de terrain) liées à un événement hydro-climatique majeur ; (ii) proposer une typologie des sources sédimentaires et des modalités de (dé)couplages considérant différents critères (e.g., nature des processus, positionnement dans le bassin versant, rapport de contiguïté) et (iii) estimer la contribution volumétrique de ces processus à la cascade sédimentaire.
6La zone d’étude est localisée au sud du Japon sur l’île de Kyūshū et au nord de cette île dans les départements de Fukuoka et Hita (fig. 1). Il s’agit d’une zone tectoniquement active (ceinture de feu du Pacifique), caractérisée par des versants abrupts recouverts de formations superficielles à épaisseur variable et régulièrement arrosés par des pluies torrentielles pendant la saison des pluies. La zone d’étude est située dans le bassin versant du Chikugo (2 860 km²) marqué par des reliefs majoritairement montagneux en tête de bassin et soumis à une influence volcanique en raison du contexte tectonique, ce qui influence la nature lithologique du sous-sol et la nature des formations superficielles.
7Le contexte géologique influence la disponibilité des matériaux sur les versants et leur comportement hydro-dynamique, et donc les mécanismes de déclenchement des mouvements de terrain. La lithologie est caractérisée par la présence de roches plutoniques (granodiorites) et métamorphiques (schistes) avec localement la présence de roches volcaniques, principalement des andésites (laves andésitique et andésitique basaltique) ainsi que des roches pyroclastiques (dacites et rhyolites). À cela s'ajoutent des roches sédimentaires (grès et argiles) ainsi que des remplissages de fonds de vallées et terrasses alluviales (GSJ AIST, 2022). Il s’agit donc d’un contexte d’interface avec l’influence volcanique (morphologie, dépôts et laves) à l’Est vers la tête du bassin versant Chikugo puis à l’Ouest la zone d’accumulation que constitue la plaine de Tsukushi plus en aval.
Fig. 1 – Carte morphostructurale du nord de Kyūshū (Japon).
Fig. 1 – Morphostructural map of northern Kyūshū (Japan).
1. Volcan ; 2. Sommet ; 3. Bassin versant Chikugo ; 4. Réseau hydrographique principal ; 5. Zone d’étude ; 6. Ville majeure ; 7. Ligne tectonique et faille ; 8. Graben Beppu-Shimabara (BSG) ; 9. Zone Volcanique Hohi (ZVH) ; 10. Polder ; 11. Roches volcaniques ; 12. Roches plutoniques ; 13. Roches felsiques ; 14. Roches ultramafiques ; 15. Roches métamorphiques ; 16. Matrice mélangée du complexe d'accrétion ; 17. Roches sédimentaires ; 18. Sédiments quaternaires ; Matsuyama-Imari tectonic Line (MIL), Beppu-Kita Fault (BKF), Oita-Kumamoto tectonic Line (OKL) (Kamata, 1989 ; Handa, 2005).
1. Volcano; 2. Mountain; 3. Chikugo watershed; 4. Main River network; 5. Study area; 6. Major city; 7. Tectonic line and fault; 8. Graben of Beppu-Shimabara (BSG); 9. Hohi Volcanic Zone (HVZ); 10. Reclaimed land; 11. Volcanic rocks; 12. Plutonic rocks; 13. Felsic rocks; 14. Ultramafic rocks; 15. Metamorphic rocks; 16. Mixed matrix of the accretionary complex; 17. Sedimentary rocks; 18. Quaternary sediments; Matsuyama-Imari tectonic Line (MIL), Beppu-Kita Fault (BKF), Oita-Kumamoto tectonic Line (OKL) (Kamata, 1989; Handa, 2005).
8Notre intérêt porte sur sept sous-bassins versants du Chikugo. Il s’agit des bassins versants des rivières Kuro, Myoken, Nagoya, Kita, Koga, Shirakatani et Akatani (dont Otoishi) (fig. 2). Ces cours d’eau de second ordre sont tous des affluents du fleuve Chikugo (ordre 1). Les monts Hirozo (694 m), Yone (591 m) et Kotake (496 m) sont les principaux sommets au centre de la zone étudiée.
9L’agriculture et l’urbanisation se concentrent dans les fonds de vallées et les plaines. La proportion des modes d’occupation du sol dans le bassin versant du Chikugo est répartie de la manière suivante : environ 57 % d’espaces forestiers (15, 6% forêts décidues ; 41,2 % forêts sempervirentes), 23 % d’agricultures (rizières : 10,7 % ; cultures : 7,5 %, et bambou-moso : 5 %), 13 % d’espaces urbains, puis 5 % de prairies et 1 % d’eau (EORC JAXA, 2021). Les versants sont en majorité boisés par un couvert forestier dense composé de Sugi ou cèdre japonais (Cryptomeria japonica), d’Hinoki ou cyprès japonais (Chamaecyparis obtusa) et de bambou-moso (Phyllostachys edulis (Carrière) J. Houz). Il s’agit de forêts artificielles nommées « jinkorin » et développées pour limiter les phénomènes érosifs catastrophiques. Leur rôle dans la stabilité des versants (variabilité de l’interception selon l’espèce, évapotranspirations variables, etc.) fait actuellement l’objet de nombreuses recherches au Japon (Levia et al., 2019 ; Shinohara et al., 2019 ; Shinohara et al., 2018 ; Shimizu et al., 2003). Au-delà de l’influence des espèces végétales et leur organisation spatiale, les modalités de gestion des couverts forestiers (fréquence et localisation des coupes d'éclaircies, forêt non entretenue, etc.) doivent aussi être prises en compte pour étudier les dynamiques géomorphologiques au sein des bassins versants car elles influencent les processus d'érosion sur les versants et en fonds de vallée.
Fig. 2 – Context de la zone d’étude.
Fig. 2 – Context of the study area.
1. Sommet ; 2. Réseau hydrographique principal ; 3. Réseau hydrographique secondaire ; 4. réseau routier principal ; 5. Voie rapide ; 6. Limites de bassin-versant ; 7. Zone d’étude ; 8. Zone d’étude principale ; 9. Station hydrologique Katanose ; 10. Ville majeure.
1. Mountain; 2. Main river system; 3. Secondary river system; 4. Main road-network; 5. Highways; 6. Watershed boundaries; 7. Study area regional setting; 8. Main study area; 9. Katanose hydrological station; 10. Major city.
10Le contexte climatique est défini par son caractère subtropical avec une concentration des précipitations lors de la saison des pluies, liées au front de Baïu pendant les mois de juin et juillet puis la saison des typhons à partir de juillet mais principalement en août et septembre. Le régime hydrologique pluvial est donc fortement marqué par une grande variabilité saisonnière et journalière, en lien avec des épisodes fréquents de pluies torrentielles. À l'exutoire des zones montagneuses (fig. 2), le débit horaire minimum moyen est de 12 m³/s, le débit horaire maximum moyen de 3053 m³/s et le débit horaire moyen d’environ 81 m³/s (MLIT WIS, 2022). Ainsi, en moyenne, le débit maximum représente plus de 277 fois le débit minimum.
11Au Japon, durant la première partie de la saison des pluies, de nombreuses pluies torrentielles peuvent se déclencher (entre 50 et 80 mm/h pour des très fortes pluies et plus de 80 mm/h pour des pluies torrentielles). Ces dernières sont principalement produites par des systèmes convectifs à méso-échelle (“Mesoscale Convective Systems” (MCSs)) s’organisant en régions convectives en forme de bande qui peuvent favoriser la formation de couloir de pluies à travers un phénomène de génération de cumulonimbus les uns à la suite des autres (Ogura, 1991 ; Schumacher et Johnson, 2005 ; Kawano et Kawamura, 2020).
12Ainsi, les 5 et 6 juillet 2017, d’importantes pluies torrentielles (fig. 3) se sont abattues sur le nord de Kyūshū atteignant une intensité maximale de 129,5 mm/h entre 15:00 et 16:00 (JST) le 5 juillet pour un maximum cumulé sur 6 h de 660 mm à proximité de la station de Asakura (Kawano et Kawamura, 2020). Ce phénomène est à l’origine du déclenchement simultané d’importantes inondations et de plus de 1 500 mouvements de terrain (Lissak et al., 2019 ; Gomez et al., 2021), causant 41 victimes (Teramura et Shimatani, 2019 ; DPRI-KU, 2018).
Fig. 3 – Précipitations mensuelles de 1976 à 2021 (A), et lors de la catastrophe du 5-6 juillet 2017 (B) à la station météorologique d’Asakura à partir des données AMeDAS (source : Japan Meteorology Agency - JMA).
Fig. 3 – Monthly rainfall from 1976 to 2021 and during the geomorphological “disaster” of the 5th and 6th July 2017 at the Asakura meteorological station from AMeDAS Data (JMA).
13Au-delà des dommages matériels et des pertes humaines, il s’agit là d’un événement très morphogène (fig. 4) dont on suppose qu’il pourrait avoir fortement affecté le fonctionnement des hydrosystèmes, à travers des transferts sédimentaires important. Cela s’explique notamment par le déclenchement de mouvements de terrain et donc l’ouverture et la réactivation de sources sédimentaires (fig. 4B), l’activation et la réactivation de chenaux stabilisés capables d’exporter une partie des sédiments (fig. 4B.2) malgré la présence d’aménagements comme des barrages (fig. 4A.3-4), et l’élargissement de la bande active en fond de vallée et la modification du style fluvial (fig. 4B.1).
14Par conséquent, dans un contexte de gestion des risques, ces hydrosystèmes sont fortement marqués par l’omniprésence d’aménagements anthropiques sur les versants et dans les fonds de vallée (e.g., murets en pierre, murs de soutènement, aménagements hydrauliques et routes/ponts). La récurrence de phénomènes hydro-gravitaires, hydro-sédimentaires et hydrologiques implique un investissement important de la part du gouvernement japonais dans la gestion de ces aléas et dans la réduction de la vulnérabilité des populations à travers notamment des travaux de corrections torrentielles (JSECE, 2023 ; Piton et al., 2019 ; Mizuyama, 2008 ; Augendre, 2008 ; Chanson, 2004).
15Dans ce contexte particulier, on s’interroge donc sur l’organisation spatiale des sources sédimentaires lors de pluies torrentielles, en particulier sur la place des instabilités de versant et leur contribution potentielle à la cascade sédimentaire. Cette contribution potentielle est déterminée, en partie du moins, par les modalités du couplage entre les cours d’eau et les zones sources que représentent les instabilités de versant. Les couplages latéraux peuvent prendre la forme d’une interconnexion latérale entre le versant et le chenal et les couplages longitudinaux, une interconnexion longitudinale dans un cours d’eau dans une dimension amont-aval. Par exemple, en présence d’un barrage SABO, on parlera de découplage longitudinal car il constitue un obstacle à la continuité sédimentaire longitudinal. La plaine alluviale, peut quant à elle favoriser des découplages latéraux (versant-chenal).
16Par conséquent les objectifs de notre étude consistent à (i) identifier les zones de production sédimentaire (e.g., mouvements de terrain) lors de l’évènement hydro-climatique majeur de 2017 ; (ii) proposer une typologie des sources sédimentaires et des modalités de (dé)couplages latéraux et longitudinaux et (iii) estimer la contribution volumétrique de ces processus à la cascade sédimentaire.
Fig. 4 – Exemple de mutations géomorphologiques produites par la catastrophe hydro-sédimentaire du 5-6 juillet 2017 dans le bassin versant Shirakatani.
Fig. 4 – Example of geomorphological change produced by the hydro-sedimentary “disaster” of the 5th-6th July 2017 in the Shirakatani watershed.
A : Pré-catastrophe en mai 2017 ; B : Post-catastrophe en septembre 2017. Source : Pléiades © CNES 2017 (Distribution Airbus DS).
A: Pre-disaster in May 2017; B: Post-disaster in September 2017. Source : Pléiades © CNES 2017 (Distribution Airbus DS).
17Les mouvements de terrain déclenchés en juillet 2017 ont été identifiés à l’aide d’images satellitaires multispectrales, d’images drone associées à des techniques de machine learning (fig. 5).
18Les images satellites utilisées sont issues de la constellation Pléiades-1B avec corrections radiométriques et atmosphériques. Le jeu de données est constitué d’une scène pré-catastrophe datant du 29 mai 2017 et une scène post-catastrophe capturée le 30 septembre 2017 (bandes R, G, B, PIR 2 m de résolution rééchantillonnée à 0,5 m) afin d’identifier les zones d’arrachement des instabilités déclenchées les 5-6 juillet 2017 (i.e., sols nus situés sur les versants) et les zones de dépôts sédimentaires de fonds de vallées. À ces données, s’ajoute une orthophotographie optique dans le domaine du visible (0,70 m de résolution) capturée par drone le 30 juillet 2017. Celle-ci a été utilisée comme complément d’information et d’aide à l’interprétation. Le choix des images satellites Pléiades a été motivé principalement par la haute résolution spatiale, la facilité de la résolution spectrale pour le travail de classification (R, G, B, PIR) et l’accessibilité des données gratuites, ou à faibles coûts, pour les services publics et acteurs institutionnels, via le Dispositif Institutionnel National d’Approvisionnement Mutualisé en Imagerie Satellitaire (DINAMIS).
19La première étape du protocole consiste au prétraitement des images satellites par rééchantillonnage des bandes spectrales RVB et PIR afin d’obtenir des images d’une meilleure résolution (de 2 m à 0,5 m). La fusion a été faite avec un algorithme de rééchantillonnage basé sur une méthode cubique dans QGIS.
20Pour l’identification et la cartographie des mouvements de terrain (zones d’arrachement et dépôts), différents algorithmes d’apprentissage ont été testés (méthode supervisée et non supervisée). À la suite des différents essais et au regard de la littérature, les méthodes classiques d’apprentissage (RF, SVM, K-NN) ont été retenues pour l'étude et la détection des mouvements de terrain (Lissak et al., 2020). La détéction des objets « mouvements de terrain » a été possible par la classification des images à l’aide de méthodes semi-automatiques conventionnelles orientées pixels. L’apprentissage est basé sur de nombreux échantillons d'entraînement pour mieux discriminer les zones d’instabilités et des zones d’accumulations sédimentaires. Différentes méthodes de classification ont été testées avec QGIS Dzetsaka (Karasiak, 2016) depuis la bibliothèque python « scikit-learn ». Le choix a été fait de s’orienter vers une procédure de classification supervisée par arbre de décision en utilisant l’algorithme Random Forest (Breiman 2001). Cette méthode d’apprentissage étant basée sur l’utilisation d'échantillons d’entraînement, 150 objets surfaciques qui composent les échantillons d'entraînement ont été identifiés par photo-interprétation afin de représenter de façon homogène chacune des classes : bâti, route, sol nu, végétation, ombre et eau (soit 1 227 959 pixels).
21Afin de limiter les interférences de l’ombre portée des couvertures forestières sur la classification, la classe « végétation » a été fusionnée avec la classe « ombre ». Aussi, afin d’améliorer la délimitation et les contours des objets classifiés, et donc la délimitation des mouvements de terrain, l’algorithme de morphologie mathématique « Majority filter » (radius 5, forme circulaire) a été utilisé. Les objets classifiés comme sols nus ont été séparés en deux fichiers. Le premier pour les transferts sédimentaires latéraux depuis les versants vers les chenaux torrentiels/fluviaux et, le second pour les transferts longitudinaux à l’intérieur des fonds de vallée. Les sols nus sur les versants sont considérés comme des sources sédimentaires et ceux en fond de vallée correspondent aux dépôts de sédiments issus des mouvements de terrain. Ces dépôts sédimentaires en fond de vallée ont été extraits au format vecteur puis découpés (différence symétrique) par le fichier fond de vallée construit à l’aide du réseau hydrographique et du traitement « coût distance » dans ArcGIS 10.5.1.
Fig. 5 – Flux de travail utilisé pour réaliser la classification semi-supervisée en utilisant l’algorithme random forest.
Fig. 5 – Workflow used to perform the semi-supervised classification powered by the random forest algorithm.
22Afin d’évaluer le potentiel de diffusion des sédiments depuis les zones sources, les articulations morpho-sédimentaires locales (géométries de contact et couplages) entre les zones sources et les cours d’eau ont été étudiées afin de produire une typologie des (dé)couplages. Cette typologie des modalités de couplage est construite en articulation autour de trois axes qui ont été jugés comme critères principaux : (i) la nature et le comportement des processus géomorphologiques, (ii) les caractéristiques de (dé)couplage, et (iii) les obstacles à la continuité sédimentaire.
23Pour la nature et le comportement des processus hydro-gravitaires, la distance de déplacement des sédiments associés aux différents mouvements de terrain a été mesurée. Au-delà des facteurs topographiques, cette capacité est fortement influencée par la nature des formations superficielles (faciès et texture), la teneur en eau des matériaux qui régit la rhéologie et le comportement des processus (Coussot et Meunier, 1996 ; Remaître, 2006 ; Cruden et Varnes, 1996 ; Jakob et Hungr 2005) ainsi que les différents relais de processus (Iverson et al., 1997 ; Sassa et Wang, 2005).
24Les caractéristiques de (dé)couplage (latéral et longitudinal) visent à documenter les différentes géométries de contact entre les sources sédimentaires et le cours d’eau ou bien des sédiments à l’intérieur du cours d’eau dans une logique amont/aval (Korup, 2005 ; Fryirs et al., 2007 ; Imaizumi et Sidle, 2007 ; Viel, 2012). Leurs (in)efficacités peuvent favoriser une évacuation ou une stagnation des sédiments et constituer parfois des obstacles à la continuité sédimentaire (Korup, 2005 ; Imaizumi et Sidle, 2007 ; Kharismalatri et al., 2019 ; Fort et al., 2010).
25Finalement, les différents obstacles à la continuité sédimentaire (Fryirs et al., 2007 ; Korup et al., 2005) peuvent être d’ordre biophysique avec une obstruction du fond de vallée par des sédiments liés à un grand glissement (Fort et al., 2010). Ils peuvent aussi être anthropiques dans un contexte de gestion des territoires particulièrement interventionniste avec des ouvrages en travers de type Sabo Dam dans les cours d’eau mais aussi des pratiques d’extraction sédimentaire.
26La classification des images satellites a permis d’identifier les principaux modes d’occupation du sol mais surtout les zones d’arrachement et les dépôts de matériaux liés aux mouvements de terrain déclenchés les 5-6 juillet 2017 dans les fonds de vallée et les versants.
27Les sols nus, représentent environ 11,2 km² soit 5,8 % de la zone d’étude. Sur les versants, les sols nus sont interprétés comme des instabilités soumises à des transferts latéraux représentant environ 6,7 km², soit 3,5 % de la surface totale et 59 % des sols nus classifiés (fig. 6A). Les sols nus dans les fonds de vallée, interprétés comme des dépôts corollaires soumis à des transferts longitudinaux représentent 4,6 km² soit 2,4 % de la surface totale et 41 % des sols nus classifiés. Il existe une logique de répartition spatiale des mouvements de masse dans le quart sud-ouest de la zone investiguée (fig. 6B), celle-ci semble contrôlée par l’organisation spatiale des apports en précipitation lors du 5-6 juillet 2017. Ces sources sédimentaires sont localisées à proximité immédiate des zones à forts enjeux socio-économiques dans le piémont et la plaine.
28Afin de s’assurer de la performance des résultats obtenus par la classification, celle-ci a été validée statistiquement. L’erreur machine a été calculée ainsi que et l’erreur opérateur à partir d’une vérification experte sur un échantillon de 100 objets extraits aléatoirement de la classification. L’erreur de cette classification est comprise entre 58 % et 97 %.
Fig. 6 – Résultats de la cartographie des sources sédimentaires.
Fig. 6 – Classification results of sediment sources.
A : résultats bruts. 1. Sources sédimentaires ; B : Densité Kernel des sources sédimentaires. 1. Densité des sources sédimentaires ; 2. Limite de bassins versants ; 3. Réseau hydrographique principal ; 4. Sommet.
A: Raw results. 1. Sediment sources; B: Kernel density of sedimentary sources. 1. Sediment sources density; 2. Watershed boundary; 3. Main river system; 4. Summit.
29Les sédiments en transit depuis l’évènement de 2017 sont issus d’un large spectre de processus hydro-gravitaires que l’on peut regrouper principalement en deux catégories selon leur comportement et morphologie. Tout d’abord des mouvements de masse plutôt de type glissement, effondrement, rupture de versant, et puis ceux de type écoulement avec des coulées de débris (fig. 7) (Varnes, 1978 ; Jakob and Hungr, 2005 ; Hungr et al., 2014 ; Hazarika et al., 2019).
Fig. 7 – Exemple des deux grands types de sources sédimentaires (Photo : C. Gomez, 22/09/2017).
Fig.7 – Example of the two main types of sedimentary sources (Photo: C. Gomez, 22/09/2017).
30Par interprétation d’images, la distinction entre les deux types de processus s’effectue principalement selon un critère morphologique qui repose essentiellement sur le ratio largeur/longueur. Les coulées de débris sont caractérisées de manière relative par une largeur plus étroite et des longueurs plus élevées que les glissements de terrain. Cette morphologie longiligne reflète la capacité d’écoulements élevées qui favorisent une connexion avec le réseau hydrographique (fig.8 A). Les glissements prennent la forme d’un mouvement superficiel avec une profondeur limitée à quelques décimètres, voire à quelques mètres (fig. 8B). Les glissements qui engendrent des volumes importants existent mais restent relativement rares (fig. 8C).
31La connectivité hydro-sédimentaire des bassins versants est conditionnée en partie par les modalités de (dé)couplages à l’échelle locale entre les formes et processus. Ces modalités de (dé)couplages désignent les géométries de contact entre les différents compartiments (e.g., versant-chenal) et l’efficacité de ces contacts en termes de transferts sédimentaires. Ainsi, l’identification et l’analyse sources sédimentaires permet de produire une première typologie qualitative de ces modalités de (dé)couplages.
32On observe des couplages latéraux directs dans les bassins versants élémentaires (vallées d’ordre 0) lorsque les mouvements de masse sont directement couplés au cours d’eau par un contact géomorphologique, par un rapport de contiguïté (fig. 8A).
Fig. 8 – Typologie des modalités de (dé)couplage par analyse experte.
Fig. 8 – Typology of the “(de)couplings” modalities by expert analysis.
A : Couplage direct par contact géomorphologique ; B : Découplage par absence de contact géomorphologique ; C : Couplage latéral (in)direct avec obstruction complète ou partielle ; D : Découplage complet ou partiel par bouclier anthropique ; E : Couplage indirect avec zone tampon ; F : Découplage par zone tampon ; G : Couplage longitudinal direct ; H : Découplage longitudinal complet ou partiel par barrière anthropique ; I : Découplage longitudinal complet ou partiel par barrière géomorphologique.
A: Direct coupling by geomorphic contact; B: Decoupling by lack of geomorphic contact; C: Lateral (in)direct coupling with complete or partial obstruction; D: Complete or partial decoupling by the anthropogenic shield; E: Indirect coupling with buffer zone; F: Decoupling by buffer zone; G: Direct longitudinal coupling; H: Complete or partial longitudinal decoupling by an anthropogenic barrier; I: Full or partial longitudinal decoupling by the geomorphic barrier.
33Dans les têtes de bassins versants et les basses vallées, la largeur variable des fonds de vallée et des plaines alluviales peut constituer une zone tampon entre les versants et le chenal (Fryirs, 2007), et semble favoriser un couplage indirect avec le cours d’eau (fig. 8E, 9A) pouvant parfois produire un phénomène de découplage (fig. 8F, 9B). Dans certains cas, le glissement de terrain peut s’accompagner d’une obstruction complète ou partielle du fond de vallée et provoquer par conséquent un découplage longitudinal partiel ou complet (fig. 8C). Il semble aussi exister des découplages en raison d’aménagement anthropique visant à stabiliser les versants par prévention ou après l’occurrence d’un mouvement de masse agissant alors comme un bouclier ou une carapace (fig. 8D).
Fig. 9 – Profils topographiques post-évènement de (dé)couplages latéraux versant-chenal.
Fig. 9 – Post-event topographic profiles of lateral slope-channel (dis)couplings.
34Les couplages longitudinaux peuvent être directs dans le cas par exemple d’un torrent directement couplé au drain principal en fond de vallée (fig. 8G) et semblent être les configurations les plus répandues. Les découplages longitudinaux seront eux principalement liés à des barrières (Fryirs, 2007) que constituent Sabo Dam (fig. 8H) et les phénomènes d'embâcle et de barrages composés par des dépôts sédimentaires (fig. 8I).
35La cartographie des sources sédimentaires semi-automatisée s’est révélée satisfaisante pour une première étape mais limitée. Satisfaisante compte tenu de la surface à cartographier (environs 200 km²), de l’accessibilité aux données, du caractère semi-automatisé de la classification, et de la complexité des objets à cartographier et celle des paysages de montagne. L’erreur machine de la classification est d’environ 97 %, cependant l’erreur opérateur révèle une grande disparité. Un premier test de classification où la classe ombre a été fusionnée avec les sols nus et l’exclusion des objets qui ont une surface inférieure à 100 m² permet d’obtenir une erreur opérateur de 40 %. Pour la seconde classification, les ombres ont été fusionnées avec la végétation et les objets ayant une surface inférieure à 100 m² ont été exclus ce qui a permis d’obtenir une erreur opérateur maximale de 58 %. La méthodologie employée s’appuie sur des algorithmes largement employés pour la cartographie d’objets dans l’espace et s’avère accessible tant matériellement que techniquement puisque le coût d'entrée de formation de l’opérateur·ice est relativement faible et peut convenir pour de multiples objectifs. Néanmoins, l’accessibilité de cette méthode à travers l’utilisation de la boîte à outil Dzetsaka limite l’étendue des paramétrages possibles. Pour ces raisons, l’amélioration des résultats peut passer en partie par le changement de l’outil en utilisant la librairie python sciki-learn directement dans un environnement python ce qui permettrait une plus grande liberté dans les paramétrages. Cependant, les améliorations significatives seront plutôt apportées par un changement de la méthode de détection et d’algorithme.
36L’apprentissage supervisé induit une source d’erreurs liées à la construction de l’échantillon d’apprentissage (ROIs). Malgré des essais pour améliorer la robustesse des ROIs il est possible d’améliorer significativement la classification en s’orientant vers un meilleur contrôle du nombre de pixels qui constituent chaque classe de l’échantillon d’apprentissage au-delà d’un nombre de ROIs (objet) identique par classe. L’approche utilisée peut induire une source d’erreur à travers une différence du nombre de pixels par classe et donc une sous/sur-représentation lors de l’apprentissage de l’algorithme avec respectivement 14 379, 91 103, 351 111, 126 975, 23 032 et 621 359 pixels pour les classes bâti, route, sol nu, végétation, ombre et eau. Il serait donc intéressant d’employer des méthodes permettant d’extraire des descripteurs plus objectifs, comme c’est le cas par les réseaux de neurones (Ghorbanzadeh et al., 2019).
37Néanmoins, pour cette première cartographie, les résultats sont d’autant plus satisfaisants compte tenu de la complexité des objets géographiques cartographiés (mouvements de terrain) et des environnements géographiques dans lesquels ils sont localisés (montagne anthropisée). Cette méthodologie permet de relativement bien délimiter les zones d’instabilités géomorphologiques mais rencontre des problèmes récurrents dans cette thématique de recherche avec l’influence des ombres sur la classification mais aussi différents cas de faux-positifs. Le problème rencontré et spécifique au besoin de cette étude concerne la méthode utilisée pour distinguer les zones d’instabilités soumises à des transferts latéraux depuis les versants et des transferts longitudinaux dans les cours d’eau et le fond de vallée. L’extraction du fond de vallée comme méthode de distinction reste intéressante mais limitée et demeure complexe. Il est donc nécessaire d’améliorer cette méthode, par exemple en abordant ce problème à travers un découpage par unités de pente.
38Dans des systèmes géomorphologiques au fonctionnement sporadique et pulsatoire contrôlés par les événements de précipitations, l’évolution des régimes météo-climatiques pourrait modifier les dynamiques géomorphologiques de la cascade sédimentaire. Avec le réchauffement global, un changement dans le régime des précipitations, plus fréquentes et intenses par exemple, pourrait influencer l'occurrence de mouvements de terrain mais aussi leur nature, intensité et organisation spatiale (Gariano et Giuzetti, 2016). Le rapport intermédiaire du « SABO technical panel for climate change » publié en 2020 et produit par le MLIT (Ministry of Land, Infrastructure, Transport and Tourist) en collaboration avec des spécialistes universitaires annonce que les précipitations dans l’ouest de Kyūshū vont augmenter en conséquence du réchauffement climatique, alors qu’il s’agit d’une zone déjà régulièrement touchée par des pluies torrentielles (Hayashi et al., 2022 ; MLIT, 2020). De plus, des évènements de forte intensité jusque-là rares pourraient être de plus en plus fréquents, déclenchés notamment par des seuils de précipitation moindres liés à des phénomènes de cumuls (Gariano et Giuzetti, 2016).
39Néanmoins, les catastrophes hydro-sédimentaires ne peuvent s’expliquer uniquement par les forçages externes que représentent les événements hydro-climatiques de forte intensité. En effet, la sensibilité et les modalités de réponses des bassins versants face à ces évènements sont fortement liées aussi à leur complexité interne ainsi qu'à la disponibilité des matériaux (Chen et al., 2019) mais aussi au degré de connectivité et modalités de (dé)couplages qui demeurent nécessaire d’inventorier et de catégoriser (Harvey, 2001 ; Korup, 2005 ; Fryirs et al., 2007 ; Fryirs, 2012 ; Kharismalatri et al., 2017).
40L’étude de la cascade sédimentaire dans les bassins versants montagnards nécessite d’identifier précisément la nature et le fonctionnement des processus à partir des zones sources. Dans ce cas-ci, les sources sédimentaires sont principalement associées aux mouvements de terrain. Nous considérons que l’organisation spatiale des zones de déclenchement et les compartiments du système géomorphologique dans lesquels elles se localisent est aussi important (e.g., versant, chenal/torrent, etc.). Pour ces raisons, il est nécessaire d’adapter les typologies traditionnelles des mouvements de terrain (Varnes, 1978 ; Cruden et Varnes, 1996 ; Hungr et al., 2001 ; Jakob et Hungr, 2005 ; Hungr et al., 2014) et plus précisément l’usage du terme « debris flow ». En effet, dans la littérature scientifique anglo-saxonne ce terme est régulièrement utilisé à la fois pour désigner les coulées de débris et les laves torrentielles qui sont parfois utilisés comme synonyme dans la littérature francophone. Ces processus n’ont pourtant pas les mêmes rôles ni les mêmes capacités de production ou de transport sédimentaire. Or, cette absence de distinction ne permet pas de différencier précisément les compartiments géomorphologiques dans lesquels ces processus agissent préférentiellement (versant/chenal). Cette distinction terminologique nous semble importante dans le cadre des études sur les transferts sédimentaires en milieux de montagne. Ainsi, nous préférons nous rapprocher des critères de classifications proposés par Hungr (2005) qui distingue debris flow et debris avalanche, ou bien celle de Hutchison (1988) avec debris flow et hillslope debris flow, distinction reprise par Malet (2003). L’usage du terme debris flow sera exclusivement gardé pour lave torrentielle en utilisant la définition suivante : « Debris flow is a very rapid to extremely rapid flow of saturated non-plastic debris in a steep channel. » (Hungr, 2005). Celui de « debris avalanche » sera réservé pour les coulées de débris avec la définition suivante : « Debris avalanche is a very rapid to extremely rapid shallow flow of partially or fully saturated debris on a steep slope, without confinement in an established channel » (Hungr, 2005).
41Les mouvements de terrain et en particulier les coulées de débris ont de multiples rôles. Ils participent à la fois à l’ablation de volumes sédimentaires importants mais aussi à leur transport ; et facilitent les modifications morphologiques des têtes de bassins versants et la migration des chenaux (Hattanji et al., 2021). Par conséquent, la connectivité hydro-sédimentaire et les différentes modalités de (dé)couplages peuvent ainsi être également modifiés ce qui renforce l’intérêt pour distinguer ces processus hydro-gravitaires.
42Les systèmes géomorphologiques étudiés semblent favoriser la concomitance des crues liquides et solides (soit par déclenchement de mouvements de masse ou remobilisation de stock sédimentaires en charge de fond) et une évacuation facilitée par l’énergie des reliefs et les écoulements torrentiels lors des événements BF/HM. Cependant, on observe des disparités dans la contribution à la cascade sédimentaire des zones sources en raison des différentes modalités de (dé)couplages. La morphologie de ces bassins versants torrentiels, malgré des découplages localisés, semble favoriser une évacuation de grande quantité de sédiment vers l’exutoire des zones montagneuses et la plaine à la fois parce que les quantités de sédiments produites sont très importantes et que les distances séparant les zones de production en amont des zones de dépôts à l’exutoire des montagnes sont très courtes (entre 4 et 8 km). Dans les petits bassins versants torrentiels (vallée d’ordre 0), les transferts sédimentaires sont principalement assurés par des couplages latéraux versant-chenal majoritaires. L’inefficacité apparente des transferts sédimentaires est associée à des découplages longitudinaux et latéraux. C’est par l’absence de contacte physique entre les mouvements de terrain et les cours d’eau ou bien à cause de l’effet zones tampons de certaines plaines alluviales et plus rarement par les aménagements sur les versants. Les découplages longitudinaux sont principalement associés aux ouvrages en travers situés dans le chenal (SABO dams) et plus rarement à des glissements qui obstruent le fond de vallée, des zones d’entonnoir ou de replat favorisant les dépôts. À l’échelle du bassin versant Akatani (≃ 20 km²), le rapport post-crise du « Kyūshū Regional Development Bureau (KRDB) » estime la production sédimentaire à environ 2,9 millions de m³ dont 1,57 millions de m³ produits par le sous bassin Otoishi (≃ 6 km²) (KRDB MLIT, 2017). À partir des sources sédimentaires cartographiées (6,7 km²) et d’une profondeur moyenne allant de 1 à 2 m, on peut estimer un volume sédimentaire total compris entre 3,9 et 13,4 millions de m³ pour l’ensemble de la zone d’étude (≃ 200 km²).
43De plus, il semble y avoir des logiques d’organisation spatiale des modalités de couplage et des niveaux différenciés de connectivité selon les compartiments et par extension les sous-systèmes de la cascade sédimentaires (fig. 10). La Figure 10 permet de spatialiser et de synthétiser la typologie présentée dans la Figure 8. L’anthropisation influence les modalités de (dé)couplage latéral et longitudinal principalement à travers un phénomène d’emprise anthropique lié aux aménagements hydrauliques et de stabilité de versant. A cela s’ajoute un phénomène plus ambigu d’emprise/déprise lié aux pratiques récentes d’agriculture et de sylviculture associées aux évolutions socio-éco-démographiques du Japon.
Fig. 10 – Synthèse des zones sources et des modalités de (dé)couplages dans les bassins versants montagnards japonais étudiés.
Fig. 10 – Summary of source areas and “(de)coupling” modalities in the Japanese mountain watershed studied.
44Afin de mieux comprendre les enjeux liés à la catastrophe du 5-6 Juillet 2017, cette étude a permis d’identifier les différentes formes de modalités de (dé)couplages pouvant influencer les transferts sédimentaires à différentes échelles spatiales.
45Pour comprendre les perturbations d’un hydrosystème à la suite d’un évènement hydro-climatiques majeur, il est indispensable d’identifier l’origine des sédiments en transit. Pour les identifier et les cartographier, l’utilisation de l’imagerie satellitaire associée aux techniques de machine learning s’avèrent relativement satisfaisante avec une erreur opérateur maximale de 58 %, mais améliorable par l’utilisation de techniques d’apprentissage plus performantes pour la reconnaissance d’objets aux formes complexes.
46L’exploration des différentes géométries de contacts entre les zones sources et le convoyeur sédimentaire à travers la typologie des modalités de (dé)couplages a permis de mettre en évidence des contributions différenciées des zones sources à la cascade sédimentaire selon la nature des couplages, des processus (e.g., glissements ou coulée de débris) et leur position dans le bassin versant. L’emprise anthropique à travers les aménagements hydrauliques ou de stabilités de versant influence l’efficacité des transferts sédimentaires. Elle influence aussi le fonctionnement de la cascade sédimentaire sous forme de découplages latéraux et longitudinaux. L’influence de la déprise rurale reste ambiguë et nécessite d’être approfondie. De manière générale, les bassins versants élémentaires semblent être des compartiments qui contribuent efficacement à la cascade sédimentaire à travers des processus de production et transport efficaces associés à une prédominance des couplages latéraux directs. Cependant, les Sabo Dam influencent fortement les découplages longitudinaux avec des efficacités de transferts variables. Les têtes de bassins versants et basses vallées sont quant à eux caractérisés par une plus faible production sédimentaire et des couplages latéraux indirects ou découplages latéraux en raison des zones tampons produites par les plaines et terrasses alluviales. En raison du contexte physiographique d’arc volcanique, les bassins versants sont de petite taille et donc la distance est courte entre les zones de production et l’exutoire des zones montagneuses. Cette morphologie pourrait jouer un rôle important dans le signal sédimentaire et son étalement dans le temps ainsi que sur les durées de résidence dans les réservoirs intermédiaires, ce qui nécessite des études à venir.
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