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Modélisation de la déviationQuaternaire du cours du Rhin dans

; - le sud de l'AlsaceRapport final

BRGM/RP-54885-FRSeptembre 2006

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Geoscitncts pout une Terre fanhte

brgm

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Modélisation de la déviationQuaternaire du cours du Rhin dans le

sud de l'AlsaceRapport final


M. Dubille, S. Carretier, G. Bertrand

Vérificateur :

Nom :

Date :

Signature :

(Original vérifié par B. Poisson

le 20/09/2006)

Le système de management de la qual té du

Approbateur :

Nom :

Date:

Signature :

(Original approuvé par H. Modaressi

le 22/09/2006)

BRGM est certifié AFAQ ISO 9001:2000.

A^uA Géosciences pour une Terre durable

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Modélisation de la déviationQuaternaire du cours du Rhin dans le

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M. Dubille, S. Carretier, G. Bertrand

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(Original vérifié par B. Poisson

le 20/09/2006)

Le système de management de la qual té du

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(Original approuvé par H. Modaressi

le 22/09/2006)

BRGM est certifié AFAQ ISO 9001:2000.

A^uA Géosciences pour une Terre durable

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Mots clés : modélisation numérique, géomorphologie, tectonique. Quaternaire, Rhin

En bibliographie, ce rapport sera cité de la façon suivante :

Dubille M., Carretier S., et Bertrand G. (2006) - Modélisation de la déviation Quaternaire ducours du Rhin dans le sud de l'Alsace. Rapport BRGM, RC-54885-FR, 65 p., 15 ¡II.

© BRGM, 2006, ce document ne peut être reproduit en totalité ou en partie sans l'autorisation expresse du BRGM.

Mots clés : modélisation numérique, géomorphologie, tectonique. Quaternaire, Rhin

En bibliographie, ce rapport sera cité de la façon suivante :

Dubille M., Carretier S., et Bertrand G. (2006) - Modélisation de la déviation Quaternaire ducours du Rhin dans le sud de l'Alsace. Rapport BRGM, RC-54885-FR, 65 p., 15 ¡II.

© BRGM, 2006, ce document ne peut être reproduit en totalité ou en partie sans l'autorisation expresse du BRGM.

Modélisation de la déviation Quaternaire du Rhin

Synthèse

Le système Rhin-Aar qui s'écoulait jusqu'à la fin du Pliocène vers la Bresse(sud-ouest ) à travers l'actuel seuil de Belfort a ensuite brutalement basculé vers lenord et la plaine d'Alsace. Ce basculement est postérieur au dépôt des « Cailloutis duSundgau » ( s:2MA ) qui marquent à la fois un changement dans l'hydrodynamique dufleuve lié à un net refroidissement, et le début du soulèvement du Sundgau. Nousavons testé plusieurs paramètres susceptibles d'expliquer cette capture grâce aumodèle numérique d'évolution du paysage APERO (Analyse Progressive del'EROsion) :

^ L'activité des failles bordières du graben et la subsidence de la plaine d'Alsacepar rapport à la région de Belfort,

^ La propagation vers le nord des plissements du Sundgau jusqu'à Mulhouse,

^ Le soulèvement plus important du sud de l'Alsace par rapport au nord du à laprésence du « fore bulge » alpin dans la région de Mulhouse, générant un frontd'érosion régressive se propageant vers le sud à travers la plaine jusqu'àcapturer le Rhin il y a 2 MA,

»^ Les variations climatiques quaternaires qui ont profondément affecté les bilanshydrologiques et sédimentologiques des rivières européennes.

Des modifications importantes ont été nécessaires pour adapter le programmeinformatique, comme la prise en compte des lacs dans les bilans hydrologiques. Il afallu également préparer les données d'entrée du modèle comme la topographie initialede la région il y a 2.5 MA.

Les premiers résultats que nous présentons dans ce rapport suggèrent quel'activité tectonique ne puisse pas expliquer seule le basculement du cours du Rhin.Les oscillations du flux sédimentaire contrôlant l'aggradation ou l'incision du fleuvejouent un rôle déterminant. Ces données vont permettre d'associer la réponsegéomorphologique des rivières et la néotectonique de la région de Bâle-MuIhouse oùles traces d'activité récente sont difficiles à identifier et à interpréter.

BRGM/RP-54885-FR - Rapport final, d'avancement ou intermédiaire


Synthèse

Le système Rhin-Aar qui s'écoulait jusqu'à la fin du Pliocène vers la Bresse(sud-ouest ) à travers l'actuel seuil de Belfort a ensuite brutalement basculé vers lenord et la plaine d'Alsace. Ce basculement est postérieur au dépôt des « Cailloutis duSundgau » ( s:2MA ) qui marquent à la fois un changement dans l'hydrodynamique dufleuve lié à un net refroidissement, et le début du soulèvement du Sundgau. Nousavons testé plusieurs paramètres susceptibles d'expliquer cette capture grâce aumodèle numérique d'évolution du paysage APERO (Analyse Progressive del'EROsion) :

^ L'activité des failles bordières du graben et la subsidence de la plaine d'Alsacepar rapport à la région de Belfort,

^ La propagation vers le nord des plissements du Sundgau jusqu'à Mulhouse,

^ Le soulèvement plus important du sud de l'Alsace par rapport au nord du à laprésence du « fore bulge » alpin dans la région de Mulhouse, générant un frontd'érosion régressive se propageant vers le sud à travers la plaine jusqu'àcapturer le Rhin il y a 2 MA,

»^ Les variations climatiques quaternaires qui ont profondément affecté les bilanshydrologiques et sédimentologiques des rivières européennes.

Des modifications importantes ont été nécessaires pour adapter le programmeinformatique, comme la prise en compte des lacs dans les bilans hydrologiques. Il afallu également préparer les données d'entrée du modèle comme la topographie initialede la région il y a 2.5 MA.

Les premiers résultats que nous présentons dans ce rapport suggèrent quel'activité tectonique ne puisse pas expliquer seule le basculement du cours du Rhin.Les oscillations du flux sédimentaire contrôlant l'aggradation ou l'incision du fleuvejouent un rôle déterminant. Ces données vont permettre d'associer la réponsegéomorphologique des rivières et la néotectonique de la région de Bâle-MuIhouse oùles traces d'activité récente sont difficiles à identifier et à interpréter.



Sommaire

1. Introduction 9

2. Contexte de l'étude 11

3. Le contexte géologique et géomorphologique 13

3.1. GEOLOGIE ET GEOGRAPHIE PHYSIQUE 13

3.2. HISTOIRE GEOLOGIQUE REGIONALE 14

3.3. LE SUNDGAU ET LA PLAINE ENTRE COLMAR ET BALE AU QUATERNAIRE17

3.4. LES PRINCIPAUX FACTEURS CONTROLANT L'EVOLUTIONQUATERNAIRE DU BASSIN 18

4. APERO : un modèle d'évolution du paysage (LEM) 21

4.1. PRINCIPE DE BASE DU LEM APERO 21

4.1.1. Généralités 21

4.1.2.« Steepest descent » ou « multiple flow » : caractérisation du typed'écoulement 22

4. 1.3. L'érosion des pentes : le phénomène de diffusion 23

4.1 .4. La capacité de transport et le transport alluvial 23

4. 1.5. L'incision du substratum 24

4.2. LA GESTION DES DEPRESSIONS, DES ZONES PLATES, ET DES LACS. ..26

4.3. LA GESTION DU NIVEAU DE BASE SUR LES BORDS DU MODELE 26

4.4. LA GESTION DES FLUX SUR LES BORDS DU MODELE 29

5. Initialisation des données d'entrée du modèle 31

5.1 . RECONSTITUTION DE LA TOPOGRAPHIE DE LA PLAINE A LA FIN DUPLIOCENE 31

5.2. RECONSTITUTION DE LA GRILLE DES MOUVEMENTS VERTICAUX 32

5.3. FLUX DE SORTIE, NIVEAUX DE BASE ET NIVEAUX DE REFERENCE 34

5.3.1. Le flux de sortie : 34



Sommaire

1. Introduction 9

2. Contexte de l'étude 11

3. Le contexte géologique et géomorphologique 13

3.1. GEOLOGIE ET GEOGRAPHIE PHYSIQUE 13

3.2. HISTOIRE GEOLOGIQUE REGIONALE 14

3.3. LE SUNDGAU ET LA PLAINE ENTRE COLMAR ET BALE AU QUATERNAIRE17

3.4. LES PRINCIPAUX FACTEURS CONTROLANT L'EVOLUTIONQUATERNAIRE DU BASSIN 18

4. APERO : un modèle d'évolution du paysage (LEM) 21

4.1. PRINCIPE DE BASE DU LEM APERO 21

4.1.1. Généralités 21

4.1.2.« Steepest descent » ou « multiple flow » : caractérisation du typed'écoulement 22

4. 1.3. L'érosion des pentes : le phénomène de diffusion 23

4.1 .4. La capacité de transport et le transport alluvial 23

4. 1.5. L'incision du substratum 24

4.2. LA GESTION DES DEPRESSIONS, DES ZONES PLATES, ET DES LACS. ..26

4.3. LA GESTION DU NIVEAU DE BASE SUR LES BORDS DU MODELE 26

4.4. LA GESTION DES FLUX SUR LES BORDS DU MODELE 29

5. Initialisation des données d'entrée du modèle 31

5.1 . RECONSTITUTION DE LA TOPOGRAPHIE DE LA PLAINE A LA FIN DUPLIOCENE 31

5.2. RECONSTITUTION DE LA GRILLE DES MOUVEMENTS VERTICAUX 32

5.3. FLUX DE SORTIE, NIVEAUX DE BASE ET NIVEAUX DE REFERENCE 34

5.3.1. Le flux de sortie : 34



5.3.2. Le niveau de base et niveau de référence: 34

5.4. CALIBRATION DES PARAMETRES DES LOIS D'EROSION ET DETRANSPORT 35

5.5. REPARTITION INITIALE DES LITHOLOGIES (SEDIMENT /SUBSTRATUM) 36

5.6. RECONSTITUTION DES VARIATIONS CLIMATIQUES QUATERNAIRES ETLEURS IMPLICATIONS 37

5.6.1. Pluviométrie et température 37

5.6.2. Pluie efficace, évapotranspiration, et circulation d'eau souterraine 38

5.6.3.Débits d'entrée du Rhin et de l'Aar 39

5.6.4. Flux sédimentaires d'entrée liés au Rhin et à l'Aar 41

5.6.5. La saisonnalité 45

5.6.6. Les less 45

5.6.7. Le type d'écoulement, canalisé ou en tresse 45

5.6.8. La végétation et la stabilité des sols 46

5.6.9. Les processus d'altération, la cryoturbation et la stabilité des sols 46

5.6.10. La glaciation des Vosges et de la Forêt Noire 46

6. Modélisations, résultats et discussion 49

6.1. CORRECTION DES BUGS ET LIMITATION DES INSTABILITESNUMERIQUES 49

6.2. INFLUENCE DES VARIATIONS DU TAUX DE SEDIMENTATION 51

6.3. INFLUENCE DE LA TECTONIQUE ET DU SOULEVEMENT DU SUNDGAU 54

6.4. INFLUENCE DU TYPE D'ECOULEMENT 54

6.5. INFLUENCE DE LA TOPOGRAPHIE INITIALE OU DE LA TECTONIQUE SURLE POSITIONNEMENT DES DEPOCENTRES 55

6.6. INFLUENCE DES VARIATIONS DU NIVEAU DE BASE, INCISIONREGRESSIVE DU FOREBULGE ALPIN 56

6.7. INFLUENCE DES VARIATIONS CLIMATIQUES (EXPERIENCE AA) 57

7. Conclusion 59

8. Références bibliographiques 61



5.3.2. Le niveau de base et niveau de référence: 34

5.4. CALIBRATION DES PARAMETRES DES LOIS D'EROSION ET DETRANSPORT 35

5.5. REPARTITION INITIALE DES LITHOLOGIES (SEDIMENT /SUBSTRATUM) 36

5.6. RECONSTITUTION DES VARIATIONS CLIMATIQUES QUATERNAIRES ETLEURS IMPLICATIONS 37

5.6.1. Pluviométrie et température 37

5.6.2. Pluie efficace, évapotranspiration, et circulation d'eau souterraine 38

5.6.3.Débits d'entrée du Rhin et de l'Aar 39

5.6.4. Flux sédimentaires d'entrée liés au Rhin et à l'Aar 41

5.6.5. La saisonnalité 45

5.6.6. Les less 45

5.6.7. Le type d'écoulement, canalisé ou en tresse 45

5.6.8. La végétation et la stabilité des sols 46

5.6.9. Les processus d'altération, la cryoturbation et la stabilité des sols 46

5.6.10. La glaciation des Vosges et de la Forêt Noire 46

6. Modélisations, résultats et discussion 49

6.1. CORRECTION DES BUGS ET LIMITATION DES INSTABILITESNUMERIQUES 49

6.2. INFLUENCE DES VARIATIONS DU TAUX DE SEDIMENTATION 51

6.3. INFLUENCE DE LA TECTONIQUE ET DU SOULEVEMENT DU SUNDGAU 54

6.4. INFLUENCE DU TYPE D'ECOULEMENT 54

6.5. INFLUENCE DE LA TOPOGRAPHIE INITIALE OU DE LA TECTONIQUE SURLE POSITIONNEMENT DES DEPOCENTRES 55

6.6. INFLUENCE DES VARIATIONS DU NIVEAU DE BASE, INCISIONREGRESSIVE DU FOREBULGE ALPIN 56

6.7. INFLUENCE DES VARIATIONS CLIMATIQUES (EXPERIENCE AA) 57

7. Conclusion 59

8. Références bibliographiques 61



Liste des illustrations

llustration 1 - Localisation de la zone d'étude 14

llustration 2 - Evolution du réseau hydrographique depuis le Pliocène d'aprèsGiamboni et al. [21 ] 16

llustration 3 - Unité stratigraphiques dans la région d'après Becker-Haumann [ 4 ] 17

llustration 4 - Définition de l'altitude de sortie, de l'altitude de base, et de l'altitude deréférence 29

llustration 5 - Grille d'altitude initiale « standard » (115 *1 14 Km). (A) TOPOGRAPHIEACTUELLE. (B) TOPOGRAPHIE INITIALE 32

llustration 6 - Grille des mouvements verticaux « standards » 34

llustration 7 - Tableau de callibration des paramètres des lois d'érosion et de transportdans le modèle 36

llustration 8 - Remplissage sédimentaire progressif des vallées alpines surcreuséesdepuis le LGM, d'après Hinderer(2001) 41

llustration 9 - Tableau des taux d'incision des Alpes au Quaternaire et au Tertiaire, etflux sédimentaires dans les bassins de l'Aar et du Rhin 43

llustration 10 - Denudation mécanique des Alpes durant les derniers 140 000 ans,d'après Hinderer (2001) 44

llustration 11 -Tableau récapitulatif des données d'entrée du modèle 48

llustration 12 - Amplification des instabilités numériques 50

llustration 13 - Influence des apports sédimentaire sur la déviation du Rhin 53

llustration 14 - Organisation du réseau de drainage avec le mode multiple flow 55

llustration 15 - Bilan de l'expérience « AA » sur l'influence des variations climatiquescycliques 58



Liste des illustrations

llustration 1 - Localisation de la zone d'étude 14

llustration 2 - Evolution du réseau hydrographique depuis le Pliocène d'aprèsGiamboni et al. [21 ] 16

llustration 3 - Unité stratigraphiques dans la région d'après Becker-Haumann [ 4 ] 17

llustration 4 - Définition de l'altitude de sortie, de l'altitude de base, et de l'altitude deréférence 29

llustration 5 - Grille d'altitude initiale « standard » (115 *1 14 Km). (A) TOPOGRAPHIEACTUELLE. (B) TOPOGRAPHIE INITIALE 32

llustration 6 - Grille des mouvements verticaux « standards » 34

llustration 7 - Tableau de callibration des paramètres des lois d'érosion et de transportdans le modèle 36

llustration 8 - Remplissage sédimentaire progressif des vallées alpines surcreuséesdepuis le LGM, d'après Hinderer(2001) 41

llustration 9 - Tableau des taux d'incision des Alpes au Quaternaire et au Tertiaire, etflux sédimentaires dans les bassins de l'Aar et du Rhin 43

llustration 10 - Denudation mécanique des Alpes durant les derniers 140 000 ans,d'après Hinderer (2001) 44

llustration 11 -Tableau récapitulatif des données d'entrée du modèle 48

llustration 12 - Amplification des instabilités numériques 50

llustration 13 - Influence des apports sédimentaire sur la déviation du Rhin 53

llustration 14 - Organisation du réseau de drainage avec le mode multiple flow 55

llustration 15 - Bilan de l'expérience « AA » sur l'influence des variations climatiquescycliques 58



1. Introduction

Plusieurs indices prouvent que le système fluviatile Rhin-Aar s'écoulait vers lesud-ouest à travers l'actuel seuil de Belfort dans le Bassin de la Bresse et vers laMéditerranée jusqu'à la fin du Pliocène. Le basculement au niveau de Mulhouse et duSundgau du réseau hydrographique vers le nord, la plaine d'Alsace et la Mer du Nord,daterait de moins de deux millions d'années, juste après le dépôt des « Cailloutis duSundgau ». Cette instabilité récente du cours du fleuve n'est pas un cas isolé dans lapériphérie des Alpes au Quaternaire. Quels sont les mécanismes susceptiblesd'entraîner une déviation de cette ampleur? Quelle est la part des processustectoniques dans le changement de cours du Rhin? Voici quelques unes des questionsauxquelles ce travai>lç^ tente d'apporter des réponses.

De nombreuses études cherchent à quantifier l'activité tectonique récente duSundgau pour préciser l'aléa sismique de cette région qui fut éprouvée par le violentséisme de Bâie de 1356. Plusieurs méthodes d'investigation ont été appliquées sur cetexemple, de l'approche historique aux mesures sismologiques et GPS et aux étudesmorphotectoniques à petite échelle. Malheureusement les vitesses des mouvementstectoniques restent lentes en Europe continentale, toujours à la limite de détection desappareils, ce qui n'exclue pas l'occurrence de séismes violents mais avec une périodede retour très longue (T>10 000 ans). De plus les activités anthropiques bruitent lesignal tectonique, et l'érosion ou l'altération de la surface effacent ou modifient lespetits escarpements de faille, ce qui rend leur interprétation délicate même si quelquesétudes ont clairement mis en évidence des mouvements quaternaires. L'intérêt decette étude est de reconstituer l'évolution géomorphologique sur une large surface (lazone d'étude centrée sur Mulhouse mesure 115 x 114 km, soit plus de 10 000 km^), etsur une longue période (de 1 à 2.5 MA). A ces échelles de temps et d'espace, l'activitétectonique devrait avoir laissé son empreinte dans le paysage et son signal devraitencore être identifiable. Peut-on simplement interpréter les variations morphologiquesde la région en termes d'activité tectonique ? L'étude de la déviation du Rhin, unévénement majeur et clairement attesté, offre la possibilité de tester cette éventualité.

Pour résoudre ce problème, l'emploi d'un modèle numérique d'évolution dupaysage (LEM) parait adapté. En faisant varier l'activité tectonique, le taux d'érosion oude sédimentation, on testera l'influence respective des différents paramètres surl'évolution du paysage. L'avantage des modèles numériques réside dans leur grandeflexibilité pour modifier les paramètres du scénario. Chaque paramètre peut être testéséparément, même si le modèle résultant n'est pas exactement réaliste. Le choixjudicieux des paramètres testés est primordial, il se fait en fonction de trois critères :

l'importance probable du phénomène, l'adaptabilité du programme informatique, et lapossibilité de quantifier ce phénomène. La phase de modélisation proprement dite quisuit va nous permettre d'estimer les synergies et les antagonismes entre les différentsparamètres, puis nous construirons un modèle plus réaliste en prenant en comptel'effet des cycles glaciaires quaternaires. Nous essayerons de déterminer les limites.



1. Introduction

Plusieurs indices prouvent que le système fluviatile Rhin-Aar s'écoulait vers lesud-ouest à travers l'actuel seuil de Belfort dans le Bassin de la Bresse et vers laMéditerranée jusqu'à la fin du Pliocène. Le basculement au niveau de Mulhouse et duSundgau du réseau hydrographique vers le nord, la plaine d'Alsace et la Mer du Nord,daterait de moins de deux millions d'années, juste après le dépôt des « Cailloutis duSundgau ». Cette instabilité récente du cours du fleuve n'est pas un cas isolé dans lapériphérie des Alpes au Quaternaire. Quels sont les mécanismes susceptiblesd'entraîner une déviation de cette ampleur? Quelle est la part des processustectoniques dans le changement de cours du Rhin? Voici quelques unes des questionsauxquelles ce travai>lç^ tente d'apporter des réponses.

De nombreuses études cherchent à quantifier l'activité tectonique récente duSundgau pour préciser l'aléa sismique de cette région qui fut éprouvée par le violentséisme de Bâie de 1356. Plusieurs méthodes d'investigation ont été appliquées sur cetexemple, de l'approche historique aux mesures sismologiques et GPS et aux étudesmorphotectoniques à petite échelle. Malheureusement les vitesses des mouvementstectoniques restent lentes en Europe continentale, toujours à la limite de détection desappareils, ce qui n'exclue pas l'occurrence de séismes violents mais avec une périodede retour très longue (T>10 000 ans). De plus les activités anthropiques bruitent lesignal tectonique, et l'érosion ou l'altération de la surface effacent ou modifient lespetits escarpements de faille, ce qui rend leur interprétation délicate même si quelquesétudes ont clairement mis en évidence des mouvements quaternaires. L'intérêt decette étude est de reconstituer l'évolution géomorphologique sur une large surface (lazone d'étude centrée sur Mulhouse mesure 115 x 114 km, soit plus de 10 000 km^), etsur une longue période (de 1 à 2.5 MA). A ces échelles de temps et d'espace, l'activitétectonique devrait avoir laissé son empreinte dans le paysage et son signal devraitencore être identifiable. Peut-on simplement interpréter les variations morphologiquesde la région en termes d'activité tectonique ? L'étude de la déviation du Rhin, unévénement majeur et clairement attesté, offre la possibilité de tester cette éventualité.

Pour résoudre ce problème, l'emploi d'un modèle numérique d'évolution dupaysage (LEM) parait adapté. En faisant varier l'activité tectonique, le taux d'érosion oude sédimentation, on testera l'influence respective des différents paramètres surl'évolution du paysage. L'avantage des modèles numériques réside dans leur grandeflexibilité pour modifier les paramètres du scénario. Chaque paramètre peut être testéséparément, même si le modèle résultant n'est pas exactement réaliste. Le choixjudicieux des paramètres testés est primordial, il se fait en fonction de trois critères :

l'importance probable du phénomène, l'adaptabilité du programme informatique, et lapossibilité de quantifier ce phénomène. La phase de modélisation proprement dite quisuit va nous permettre d'estimer les synergies et les antagonismes entre les différentsparamètres, puis nous construirons un modèle plus réaliste en prenant en comptel'effet des cycles glaciaires quaternaires. Nous essayerons de déterminer les limites.



dans ce contexte particulier, de l'étude à grande échelle de la géomorphologie pourquantifier l'activité tectonique.

10 BRGM/RP-54885-FR - Rapport final, d'avancement ou intermédiaire


dans ce contexte particulier, de l'étude à grande échelle de la géomorphologie pourquantifier l'activité tectonique.



2. Contexte de l'étude

Le présent rapport est une synthèse du travail réalisé en 2004 par MatthieuDubille lors du stage de fin d'étude qu'il a réalisé au BRGM, dans l'unité Mécanismesdes Aléas et Simulation du Service Aménagement et Risques Naturels. Ce travail destage s'inscrit dans le cadre du projet de recherche en sismotectonique SISTEC.

Mieux contraindre l'aléa sismique en Europe Occidentale requiert l'identificationdes structures « concentrant » les déformations actives (sources sismogéniquespotentielles) et la caractérisation de leur comportement sur des fenêtres de tempsemboîtées couvrant plusieurs cycles sismiques (10" -10^ ans). Le projet SISTEC avaitpour objectifs de:

^ Développer des stratégies d'investigations dédiées à l'identification des faillesactives lentes (morphologie quantitative, géophysique de sub-surface,paléosismologie, géodésie).

^ Modéliser la réponse dynamique des systèmes géomorphologiques (passifs etdynamiques) aux différents types de forçages endogènes et exogènes etapprécier la sensibilité des différentes sollicitations continues ou/et cycliques

/ Corréler séismes historiques et failles actives et pondérer leurs intensités enintégrant les éventuels effets de sites.

^ Contraindre le comportement sismogénique des failles, fournir des critèresd'évaluation du degré d'activité des failles actives sur des échelles de tempsemboîtées, fournir des critères objectifs de hiérarchisation des stmcturesactives.

>^ Mieux contraindre les mécanismes de déformation mis en jeux à différenteséchelles de temps et d'espace,

^ Intégrer les failles actives dans la cartographie (déterministe et/ou probabiliste)de l'aléa sismique

Plus précisément ce stage s'est inscrit dans le module « Morphologiequantitative » qui se trouvait sous la responsabilité de Sébastien Carretier. Le but étaitde i) modéliser numériquement la réponse dynamique des systèmesgéomorphologiques aux différents types de sollicitations pour identifier les paramètresmorphologiques les plus pertinents pour la reconnaissance des déformationstectoniques superficielles, en fonction du domaine tectono-climatique, et ii) plusspécifiquement, de caractériser le comportement sismogénique des failles lentes enétendant la fenêtre d'observation sur des durées comprises entre 0.01 et 2 Ma. H avait

BRGM/RP-54885-FR - Rapport final, d'avancement ou intermédiaire 1 1


2. Contexte de l'étude

Le présent rapport est une synthèse du travail réalisé en 2004 par MatthieuDubille lors du stage de fin d'étude qu'il a réalisé au BRGM, dans l'unité Mécanismesdes Aléas et Simulation du Service Aménagement et Risques Naturels. Ce travail destage s'inscrit dans le cadre du projet de recherche en sismotectonique SISTEC.

Mieux contraindre l'aléa sismique en Europe Occidentale requiert l'identificationdes structures « concentrant » les déformations actives (sources sismogéniquespotentielles) et la caractérisation de leur comportement sur des fenêtres de tempsemboîtées couvrant plusieurs cycles sismiques (10" -10^ ans). Le projet SISTEC avaitpour objectifs de:

^ Développer des stratégies d'investigations dédiées à l'identification des faillesactives lentes (morphologie quantitative, géophysique de sub-surface,paléosismologie, géodésie).

^ Modéliser la réponse dynamique des systèmes géomorphologiques (passifs etdynamiques) aux différents types de forçages endogènes et exogènes etapprécier la sensibilité des différentes sollicitations continues ou/et cycliques

/ Corréler séismes historiques et failles actives et pondérer leurs intensités enintégrant les éventuels effets de sites.

^ Contraindre le comportement sismogénique des failles, fournir des critèresd'évaluation du degré d'activité des failles actives sur des échelles de tempsemboîtées, fournir des critères objectifs de hiérarchisation des stmcturesactives.

>^ Mieux contraindre les mécanismes de déformation mis en jeux à différenteséchelles de temps et d'espace,

^ Intégrer les failles actives dans la cartographie (déterministe et/ou probabiliste)de l'aléa sismique

Plus précisément ce stage s'est inscrit dans le module « Morphologiequantitative » qui se trouvait sous la responsabilité de Sébastien Carretier. Le but étaitde i) modéliser numériquement la réponse dynamique des systèmesgéomorphologiques aux différents types de sollicitations pour identifier les paramètresmorphologiques les plus pertinents pour la reconnaissance des déformationstectoniques superficielles, en fonction du domaine tectono-climatique, et ii) plusspécifiquement, de caractériser le comportement sismogénique des failles lentes enétendant la fenêtre d'observation sur des durées comprises entre 0.01 et 2 Ma. H avait



pour but de tester, par la modélisation, certains critères conceptuels qui ont étéproposés pour identifier les failles actives et quantifier leur déplacement

^ Quelle est la pertinence de la relation pente-distance pour l'identification deperturbations de la topographie liées à la tectonique ?

^ Quelles sont les conditions nécessaires pour qu'une rivière soit déviée ou aucontraire traverse le relief formé par une faille active d'avant chaîne ?

^ Comment identifier les perturbations du paysage liés à des variationstectoniques (séismes) ou climatiques ?

Ces études fondamentales ont été appliquées à un site pilote : la terminaisonsud du Graben Rhénan Supérieur (région de Bale - Mulhouse). L'aléa sismique de larégion est l'un des plus importants de France métropolitaine compte tenu descontraintes géologiques locales, de la densité du peuplement et des activitésindustrielles. On sait que l'activité tectonique récente est importante mais elle est malcomprise et la morphologie de la surface a été considérablement affectée par lescycles glaciaires quaternaires.



pour but de tester, par la modélisation, certains critères conceptuels qui ont étéproposés pour identifier les failles actives et quantifier leur déplacement

^ Quelle est la pertinence de la relation pente-distance pour l'identification deperturbations de la topographie liées à la tectonique ?

^ Quelles sont les conditions nécessaires pour qu'une rivière soit déviée ou aucontraire traverse le relief formé par une faille active d'avant chaîne ?

^ Comment identifier les perturbations du paysage liés à des variationstectoniques (séismes) ou climatiques ?

Ces études fondamentales ont été appliquées à un site pilote : la terminaisonsud du Graben Rhénan Supérieur (région de Bale - Mulhouse). L'aléa sismique de larégion est l'un des plus importants de France métropolitaine compte tenu descontraintes géologiques locales, de la densité du peuplement et des activitésindustrielles. On sait que l'activité tectonique récente est importante mais elle est malcomprise et la morphologie de la surface a été considérablement affectée par lescycles glaciaires quaternaires.



3. Le contexte géologique et géomorphologique

3.1. GEOLOGIE ET GEOGRAPHIE PHYSIQUE

Le Graben Rhénan Supérieur s'étend sur 300 km entre Bale et Francfort. Cefossé d'effondrement asymétrique Sud-Nord constitue le segment central du Systèmede Rift Cénozoïque Européen qui s'étire de la Mer du Nord à la Méditerranée sur plusde 1000km (Illustration 1) [ 24 ]. Il est drainé par un grand fleuve alpin : le Rhin. AuNord de la Ruhr le Point Triple Rhénan [ 53 ] correspond à la jonction du GrabenRhénan Supérieur au Sud, du Graben de la Hesse au Nord Est, et du Graben RhénanInférieur au Nord Ouest au delà du Massif Schisteux Rhénan où le Rhin poursuit soncours. Au Sud un grand système décrochant sénestre relie le Graben RhénanSupérieur au Bassin de la Bresse [ 52 ] [ 37 ]. Le Fossé disparaît au sud au pied desplissements du Jura, les collines du Sundgau et le pli de Fenette formant une transitionavec le système alpin [ 3 ] [ 44 ] [ 21 ]. La plaine rhénane apparaît comme un planincliné vers le nord très régulier, large de 30 à 40 km, où les terrasses alluviales dequelques mètres de hauteur constituent les seuls reliefs. Elle est bordée par deuximportants champs de failles bordières et par deux massifs relativement symétriquesformant deux épaulements abrupts s'abaissent vers le nord : les Vosges à l'ouest(France) et la Forêt Noire à l'est (Allemagne). Les versants externes de ces massifssont inclinés en pente douce. Le socle paléozoïque y affleure presque partout

La plaine du Rhin (Illustration 1) s'abaisse vers le nord avec une pentemoyenne de 0,14% entre Bale (240 m) et Colmar (190 m) à 35 Km. Les cônesalluviaux vosgiens dépassent le niveau de la plaine de quelques dizaines de mètres(de 20 à 40 m) A l'extrême nord de la plaine, juste avant la trouée du Rhin dans leMassif Schisteux Rhénan, l'altitude de base se situe autour de 80 m. Le Seuil deBelfort (350m) qui domine la plaine alsacienne au sommet d'un escarpement de prèsde 100 m se trouve à proximité immédiate (25 Km) de la vallée du Doubs (qu'il dominede 30 m seulement). Le Doubs après une longue traversée des plissements jurassiensà travers plusieurs cluses généralement peu élevées (sur 80 Km) débouche dans laplaine de la Bresse où l'altitude de base actuelle est proche de 170 m. Le Sundgau ades altitudes maximales comprises entre 350 m au nord et 500 m au sud, et le plis deFerrette atteint 650 m.

BRGM/RP-54885-FR - Rapport final, d'avancement ou intermédiaire 13


3. Le contexte géologique et géomorphologique

3.1. GEOLOGIE ET GEOGRAPHIE PHYSIQUE

Le Graben Rhénan Supérieur s'étend sur 300 km entre Bale et Francfort. Cefossé d'effondrement asymétrique Sud-Nord constitue le segment central du Systèmede Rift Cénozoïque Européen qui s'étire de la Mer du Nord à la Méditerranée sur plusde 1000km (Illustration 1) [ 24 ]. Il est drainé par un grand fleuve alpin : le Rhin. AuNord de la Ruhr le Point Triple Rhénan [ 53 ] correspond à la jonction du GrabenRhénan Supérieur au Sud, du Graben de la Hesse au Nord Est, et du Graben RhénanInférieur au Nord Ouest au delà du Massif Schisteux Rhénan où le Rhin poursuit soncours. Au Sud un grand système décrochant sénestre relie le Graben RhénanSupérieur au Bassin de la Bresse [ 52 ] [ 37 ]. Le Fossé disparaît au sud au pied desplissements du Jura, les collines du Sundgau et le pli de Fenette formant une transitionavec le système alpin [ 3 ] [ 44 ] [ 21 ]. La plaine rhénane apparaît comme un planincliné vers le nord très régulier, large de 30 à 40 km, où les terrasses alluviales dequelques mètres de hauteur constituent les seuls reliefs. Elle est bordée par deuximportants champs de failles bordières et par deux massifs relativement symétriquesformant deux épaulements abrupts s'abaissent vers le nord : les Vosges à l'ouest(France) et la Forêt Noire à l'est (Allemagne). Les versants externes de ces massifssont inclinés en pente douce. Le socle paléozoïque y affleure presque partout

La plaine du Rhin (Illustration 1) s'abaisse vers le nord avec une pentemoyenne de 0,14% entre Bale (240 m) et Colmar (190 m) à 35 Km. Les cônesalluviaux vosgiens dépassent le niveau de la plaine de quelques dizaines de mètres(de 20 à 40 m) A l'extrême nord de la plaine, juste avant la trouée du Rhin dans leMassif Schisteux Rhénan, l'altitude de base se situe autour de 80 m. Le Seuil deBelfort (350m) qui domine la plaine alsacienne au sommet d'un escarpement de prèsde 100 m se trouve à proximité immédiate (25 Km) de la vallée du Doubs (qu'il dominede 30 m seulement). Le Doubs après une longue traversée des plissements jurassiensà travers plusieurs cluses généralement peu élevées (sur 80 Km) débouche dans laplaine de la Bresse où l'altitude de base actuelle est proche de 170 m. Le Sundgau ades altitudes maximales comprises entre 350 m au nord et 500 m au sud, et le plis deFerrette atteint 650 m.



ZONED'ETUDE

ARDENNES A

-EIFFEL S C H I S T E U X

Seuil deBelfort(350 mi

Gmbeude la

Bresse

GrabendebHesse

M+100 Km

GRABENRHÉNAN

SlPERIEtR

Suiiflsnii

Contrainte principale maximale actuelle Failles bordiéres

Illustration 1 - Localisation de la zone d'étude. Le Graben Rhénan Supérieur fait partie duSystème de Rift Cénozoïque Européen avec le Graben de la Bresse et le Graben Rhénan

Inférieur.

3.2. HISTOIRE GEOLOGIQUE REGIONALE

Après un épisode volcanique Crétacé, le rift initié à l'Eocène connut plusieurs

phases de subsidence à l'Oligocène en relation à la fois avec l'orogenèse alpine et

avec l'extension océanique atlantique [ 37 ] [ 30 ]. Les structures héritées de

l'orogenèse Hercynienne ont joué un grand rôle surtout pendant les premières phases

du rifting [ 8 ] [ 37 ] [ 49 ] [ 50 ] [ 21 ]. Les plus importants dépôts sédimentaires

(jusqu'à 1 0 0 0 m de sédiments oligocènes dans le nord) datent de cette époque et

correspondent à un environnement souvent restreint lacustre puis marin. C e s

formations généralement marneuses au c œ u r du bassin contiennent des niveaux

sal if ères.

14 B R G M / R P - 5 4 8 8 5 - F R - Rapport final, d'avancement ou intermédiaire


A la suite d'une nouvelle rotation du champ de contrainte au Miocène Moyen, larégion est entrée dans une phase de compression qui a probablement conduit àl'émersion de la partie Sud du bassin. Le soulèvement (et l'érosion) des épaulementsdu graben se poursuivit : la couverture secondaire qui recouvrait les Vosges et la ForêtNoire ne subsiste plus actuellement que sur les bordures de ces massifs. De grandscônes alluviaux continuèrent à se former au débouché des vallées. Tandis que le tauxde sédimentation diminuait progressivement au Nord de Strasbourg, cette périodemarque le début d'un hiatus sédimentaire Miocène et Pliocène (entre 22 MA, 2,5 MA)quasi général dans toute la région comprise entre Sélestat et Mulhouse. Lesoulèvement régional de la partie Sud par rapport au Nord est généralement attribué àla présence du forebulge alpin"" [ 25 ] [ 8 ] [ 21 ] [ 25 ] [ 52 ] , peut-être accentuélocalement par la présence d'un fossé paléozoïque masqué par la couverturesédimentaire et réactivé / inversé à cette occasion [ 37 ]. Sous cette flexure à grandeéchelle le moho remonte encore fortement (jusqu'à 2,5 km) [ 24 ], [ 52 ], mais lesétudes géophysiques semblent indiquer que toute activité tectonique a cessé à la findu Miocène [ 24 ]. Simultanément un important volcanisme basique s'est manifesté ausommet du dôme asthénosphérique centré sur le rift, édifiant le volcan du Kaiserstuhl(vers 16 MA). Au niveau du volcan un seuil topographique séparant le réseauhydrographique nord du graben du réseau hydrographique sud s'est alors formé.L'étude des paléocourants dans la moitié sud du graben indique que jusqu'à la fin duMiocène, les flux d'eau se dirigeaient vers le sud-est et vers la mer alpine qui s'étendaitau niveau du bassin molassique suisse (le bassin flexural d'avant pays alpin) [ 21 ][43]. Enfin, la propagation des plissements jurassiens (à partir de 15 MA) [ 25 ] finitpar isoler définitivement le graben de toute influence marine. Quand la mer alpine adisparu vers 10 MA [ 25 ], les rivières des Alpes suisses étendirent leur réseauhydrographique vers le nord et l'est, la plaine du Danube puis le Graben Rhénan(Illustration 2 et Illustration 3) [ 21 ] [ 4 ].

A la fin du Pliocène, la rivière qui empruntait le cours actuel du Rhin en amontde Bale s'écoulait alors vers le Sud Ouest à travers le futur Seuil de Belfort et le Bassinde la Bresse, ne faisant qu'effleurer l'extrême sud du Graben Rhénan [21 ] [ 43 ].L'étude des paléocourants et les comparaisons stratigraphiques entre les différentsbassins étaie cette hypothèse. Si les dépôts pliocenes sont rares dans la région deMulhouse, les taux de sédimentation étaient alors particulièrement élevés dans laBresse (300 m de sédiments pleistocenes) [ 43 ]. Les « Cailloutis du Sundgau »,généralement attribués à la transition Pliocène-Quaternaire (2 à 2,5 MA), formentl'ultime nappe de sédiments qui a recouvert le seuil de Belfort. On retrouve cettecouche entre Mulhouse et Bale, dans le Bassin de la Bresse, et sous forme deterrasses isolées dans la vallée du Doubs [ 43 ]. Plusieurs indices pétrologiquesindiquent que ces cailloutis correspondent à un premier épisode glaciaire important, àla fois dans les Alpes et en plaine [ 20 ]. Les traces de glaciations aussi anciennes sontrares sur les continents, mais on sait que le refroidissement global amorcé au Pliocènes'est accentué dans les Alpes au tout début du Quaternaire (vers 2 MA à 1,8 MA) [ 2 ].D'autres auteurs présument même d'un âge encore plus récent pour les Cailloutis du

' Flexure d'avant-pays



A la suite d'une nouvelle rotation du champ de contrainte au Miocène Moyen, larégion est entrée dans une phase de compression qui a probablement conduit àl'émersion de la partie Sud du bassin. Le soulèvement (et l'érosion) des épaulementsdu graben se poursuivit : la couverture secondaire qui recouvrait les Vosges et la ForêtNoire ne subsiste plus actuellement que sur les bordures de ces massifs. De grandscônes alluviaux continuèrent à se former au débouché des vallées. Tandis que le tauxde sédimentation diminuait progressivement au Nord de Strasbourg, cette périodemarque le début d'un hiatus sédimentaire Miocène et Pliocène (entre 22 MA, 2,5 MA)quasi général dans toute la région comprise entre Sélestat et Mulhouse. Lesoulèvement régional de la partie Sud par rapport au Nord est généralement attribué àla présence du forebulge alpin"" [ 25 ] [ 8 ] [ 21 ] [ 25 ] [ 52 ] , peut-être accentuélocalement par la présence d'un fossé paléozoïque masqué par la couverturesédimentaire et réactivé / inversé à cette occasion [ 37 ]. Sous cette flexure à grandeéchelle le moho remonte encore fortement (jusqu'à 2,5 km) [ 24 ], [ 52 ], mais lesétudes géophysiques semblent indiquer que toute activité tectonique a cessé à la findu Miocène [ 24 ]. Simultanément un important volcanisme basique s'est manifesté ausommet du dôme asthénosphérique centré sur le rift, édifiant le volcan du Kaiserstuhl(vers 16 MA). Au niveau du volcan un seuil topographique séparant le réseauhydrographique nord du graben du réseau hydrographique sud s'est alors formé.L'étude des paléocourants dans la moitié sud du graben indique que jusqu'à la fin duMiocène, les flux d'eau se dirigeaient vers le sud-est et vers la mer alpine qui s'étendaitau niveau du bassin molassique suisse (le bassin flexural d'avant pays alpin) [ 21 ][43]. Enfin, la propagation des plissements jurassiens (à partir de 15 MA) [ 25 ] finitpar isoler définitivement le graben de toute influence marine. Quand la mer alpine adisparu vers 10 MA [ 25 ], les rivières des Alpes suisses étendirent leur réseauhydrographique vers le nord et l'est, la plaine du Danube puis le Graben Rhénan(Illustration 2 et Illustration 3) [ 21 ] [ 4 ].

A la fin du Pliocène, la rivière qui empruntait le cours actuel du Rhin en amontde Bale s'écoulait alors vers le Sud Ouest à travers le futur Seuil de Belfort et le Bassinde la Bresse, ne faisant qu'effleurer l'extrême sud du Graben Rhénan [21 ] [ 43 ].L'étude des paléocourants et les comparaisons stratigraphiques entre les différentsbassins étaie cette hypothèse. Si les dépôts pliocenes sont rares dans la région deMulhouse, les taux de sédimentation étaient alors particulièrement élevés dans laBresse (300 m de sédiments pleistocenes) [ 43 ]. Les « Cailloutis du Sundgau »,généralement attribués à la transition Pliocène-Quaternaire (2 à 2,5 MA), formentl'ultime nappe de sédiments qui a recouvert le seuil de Belfort. On retrouve cettecouche entre Mulhouse et Bale, dans le Bassin de la Bresse, et sous forme deterrasses isolées dans la vallée du Doubs [ 43 ]. Plusieurs indices pétrologiquesindiquent que ces cailloutis correspondent à un premier épisode glaciaire important, àla fois dans les Alpes et en plaine [ 20 ]. Les traces de glaciations aussi anciennes sontrares sur les continents, mais on sait que le refroidissement global amorcé au Pliocènes'est accentué dans les Alpes au tout début du Quaternaire (vers 2 MA à 1,8 MA) [ 2 ].D'autres auteurs présument même d'un âge encore plus récent pour les Cailloutis du

' Flexure d'avant-pays



Sundgau, peut-être dateraient-ils seulement du Günz (vers 1 M A ) [ 43 ]. L A U B S C H E R

[ 37 ] quant à lui leur attribue un âge compris entre 3 M A et 4 M A , ce qui semblehautement improbable compte tenu des conditions climatiques qui prévalaient pendantleur dépôt. L'apparition des périodes glaciaires a accru considérablement le volume desédiments disponibles. Enfin, à la m ê m e période, le Rhin alpin qui s'écoulaitjusqu'alors directement vers la vallée du Danube a bifurqué vers l'Ouest et a rejoint lecours de l'Aar, doublant les apports d'eau et de sédiment dans le graben [ 4 ].

C e n'est qu'au Pleistocene que la sédimentation reprit dans la partie Sud dugraben. Le Rhin commença à modeler la plaine alsacienne, masquant toutes leshétérogénéités antérieures du bassin. Une nouvelle phase d'activité tectonique sembleavoir débuté en m ê m e temps [21 ] [ 50 ]. Certains interprètent les deux principauxdépocentres quaternaires du graben au Sud (entre Colmar et Freiburg) et au nord(Mannheim) c o m m e deux bassins en « pull-appart » dans une grande zone dedécrochement sénestre. Le déplacement vers le Sud des Vosges par rapport à la ForêtNoire atteindrait 15 K m depuis la fin du Miocène [ 49 ]. Dans ce modèle c o m m e dans laréalité la subsidence du Graben Rhénan Supérieur est limitée et localisée, tandis quele Graben Rhénan Inférieur est soumis à une extension plus forte [ 30 ]. Le champ decontrainte dans le graben semble correspondre au régime général européen(Illustration 1 ) [ 50 ]. Notons que le soulèvement du Massif Schisteux Rhénan au Nord -Ouest du graben date également du Quaternaire : il résulte de la remontée d'un diapirmantellique chaud (volcanisme de l'Eiffel) [ 18 ] [ 19 ] [ 1 ].

Middle Pliocene4.3-2.9 M a

Upper Pliocene-Quaternary I2.9 M a • preseni '

Illustration 2 - Evolution du réseau hydrographique depuis le Pliocène d'après Giamboni et al. [21 ]. Les principales rivières sont en gras, et les cours actuels en traits fins. Les isolignes

correspondent aux isopaques du Pliocène Inférieur (en bas), du Pliocène Moyen (au centre) et



du Quaternaire. A la fin du Miocène toutes les rivières du piémont alpin s'écoulent vers leDanube, la capture vers l'Ouest résulterait d'une érosion régressive. Les dépôts sont importantsdans la Bresse au Pliocène quand le Rhin s'écoule dans cette région. Il n'y a sédimentation en

Alsace qu'au Quatemaire après la déviation du fleuve vers le Nord.

A

Glaciations

V

Holocène

U-Pleistocene

M-Pleistocene

L-Pieistûceno

Pliocene

Miocene

IT -

ar -

iti -

HT -

i«l -

Wûrm - Complex

Ri.1 Comolex

Mindei - Complex

Gûnz -Complex

DonaulV

Donau III

Donau II

Donau 1

BiberVBIberrV

Biberlll

BibefllBiberl -

Romanlen

Dacten

Ponllen

Pannonlen

SarmatJen

Badenlen

Karpatlen

?s s

£

2

1

S

î

\

J

Le Rlûii bascule vers l'ouestet rejoint l'Aar dans le GrabenRliáiaii Supérieur ?

Dépôt des Cailloutis duSmidgau ?

Le Danube et les autresrivières alpines s'écoulentvere l'est

Ottnangien

Illustration 3 - Unités stratigrapfiiques dans la région d'après Becl<er-Haumann [ 4 ]. Les âgessont en MA. Les flèches pointent la date la plus probable pour l'événement considéré.

3.3. LE SUNDGAU ET LA PLAINE ENTRE COLMAR ET BALE AUQUATERNAIRE

La région qui nous intéresse dans cette étude comprend tout le bassin versantentre la confluence du Rhin et de l'Aar au Sud Est en Suisse jusqu'au Kaiserstuhl auNord, et l'actuel seuil de Belfort au Sud Ouest (Illustration 5). Les dépôts Quaternairesatteignent parfois de grandes épaisseurs et montrent un assemblage complexe desédiments fluvio-glaciaires [ 61 ] [ 62 ] essentiellement graveleux, qui tranche avec laquasi inexistence de dépôts Pliocenes. Plusieurs petits [ 43 ] [ 51 ] [ 54 ] dépocentresexistent dans la région, mais le plus important se situe immédiatement au sud-ouest duKaiserstuhl (240 m de sédiments, soit un taux de sédimentation de l'ordre de 0,1mm/an). Contrairement au dépocentre au nord du graben vers Mannheim, lesdépocentres sud sont éloignés des failles bordières : certains y voient un indice du rôlerelativement limité de la subsidence et de la tectonique pour expliquer les importantsdépôts quaternaires. Il faut néanmoins rester prudent car les taux de sédimentationlocaux et les dépocentres au sud sont en fait largement contrôlés par l'halocinèse et lediapirisme dans le Bassin Potassique Alsacien (évaporites tertiaires).



du Quaternaire. A la fin du Miocène toutes les rivières du piémont alpin s'écoulent vers leDanube, la capture vers l'Ouest résulterait d'une érosion régressive. Les dépôts sont importantsdans la Bresse au Pliocène quand le Rhin s'écoule dans cette région. Il n'y a sédimentation en

Alsace qu'au Quatemaire après la déviation du fleuve vers le Nord.

A

Glaciations

V

Holocène

U-Pleistocene

M-Pleistocene

L-Pieistûceno

Pliocene

Miocene

IT -

ar -

iti -

HT -

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Wûrm - Complex

Ri.1 Comolex

Mindei - Complex

Gûnz -Complex

DonaulV

Donau III

Donau II

Donau 1

BiberVBIberrV

Biberlll

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Romanlen

Dacten

Ponllen

Pannonlen

SarmatJen

Badenlen

Karpatlen

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2

1

S

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J

Le Rlûii bascule vers l'ouestet rejoint l'Aar dans le GrabenRliáiaii Supérieur ?

Dépôt des Cailloutis duSmidgau ?

Le Danube et les autresrivières alpines s'écoulentvere l'est

Ottnangien

Illustration 3 - Unités stratigrapfiiques dans la région d'après Becl<er-Haumann [ 4 ]. Les âgessont en MA. Les flèches pointent la date la plus probable pour l'événement considéré.

3.3. LE SUNDGAU ET LA PLAINE ENTRE COLMAR ET BALE AUQUATERNAIRE

La région qui nous intéresse dans cette étude comprend tout le bassin versantentre la confluence du Rhin et de l'Aar au Sud Est en Suisse jusqu'au Kaiserstuhl auNord, et l'actuel seuil de Belfort au Sud Ouest (Illustration 5). Les dépôts Quaternairesatteignent parfois de grandes épaisseurs et montrent un assemblage complexe desédiments fluvio-glaciaires [ 61 ] [ 62 ] essentiellement graveleux, qui tranche avec laquasi inexistence de dépôts Pliocenes. Plusieurs petits [ 43 ] [ 51 ] [ 54 ] dépocentresexistent dans la région, mais le plus important se situe immédiatement au sud-ouest duKaiserstuhl (240 m de sédiments, soit un taux de sédimentation de l'ordre de 0,1mm/an). Contrairement au dépocentre au nord du graben vers Mannheim, lesdépocentres sud sont éloignés des failles bordières : certains y voient un indice du rôlerelativement limité de la subsidence et de la tectonique pour expliquer les importantsdépôts quaternaires. Il faut néanmoins rester prudent car les taux de sédimentationlocaux et les dépocentres au sud sont en fait largement contrôlés par l'halocinèse et lediapirisme dans le Bassin Potassique Alsacien (évaporites tertiaires).



Plus de 90% des sédiments des terrasses alluviales (à l'exclusion des cônesalluviaux des épaulements) proviennent des Alpes, et plus de la moitié sont calcaires.Dans la vallée en amont de Bale, plusieurs terrasses dominent le Rhin de 50 m, voirede 90 m : la vallée a dû être ennoyée par les apports sédimentaires alpins pendant lesglaciations. En aval de Bale, les terrasses rhénanes dessinent un cône alluvial trèsaplati bien visible sur les modèles numériques de terrain. Les sédiments Holocènesenfin contrastent avec les dépôts antérieurs : ils sont très peu épais et essentiellementconstitués de sables calcaires (faibles apports sédimentaires alpins et incision enamont de Bale).

Globalement, l'activité tectonique régionale récente estimée à partir des coupessismiques ou en surface reste faible. Cependant, une zone apparemment plus active,le Sundgau, s'étend directement au Sud de Mulhouse. Une série de plissementsextrêmement récents, entièrement postérieurs au dépôt des Cailloutis du Sundgau,barre l'ancien cours est-ouest du Rhin qui se déporte vers le nord en aval de Bale [ 21 ][ 22 ] [ 23 ] [ 44 ]. Le grand pli de Férette semble appartenir à la même phase dedéformation. Les variations spatiales actuelles du soulèvement sont bien visiblesquand on mesure l'évolution de la hauteur de la grande terrasse wurmienne au dessusdu lit du fleuve [ 44 ]. Ces structures se superposent au Horst de Mulhouse d'origineTertiaire qui sépare le graben en deux entités distinctes : le Bassin de Dannemarie àl'ouest et la Fosse de Bale à l'Est [ 44 ]. Les petits plis est-ouest et Les petitschevauchements qui délimitent cette petite région en forme de demi-lune à l'extrêmeSud du graben ont une origine mal comprise. Certains voient dans l'inclinaisongénérale de la région vers le Nord la signature d'un petit prisme d'accrétion lié à lapropagation vers le Nord de la tectonique « thin skinned » du Jura au dessus desévaporites triasiques. Dans ce cas les plis se formeraient progressivement enséquence du Sud vers le Nord [ 44 ]. Mais d'autres évoquent une tectonique « thickskinned » en relation avec la réactivation / inversion des failles du fossé paléozoïqueévoqué précédemment [ 21 ].

3.4. LES PRINCIPAUX FACTEURS CONTROLANT L'EVOLUTIONQUATERNAIRE DU BASSIN

On distingue trois grands facteurs pouvant commander la sédimentation :

1. La tectonique qui détermine la disposition des bassins, la variation du niveaude base et l'espace disponible pour la sédimentation.

2. Les oscillations climatiques qui règlent l'abondance des apportssédimentaires et le faciès (sédiments plus abondants et plus grossiers pendantles périodes glaciaires)

3. Les variations eustatiques

Les variations eustatiques ont peu d'influence sur l'évolution quaternaire dubassin : il semble que même loin en aval, dans le Graben Rhénan Inférieur, l'incision

18 BRGM/RP-54885-FR - Rapport final, d'avancement ou intemiédiaire


Plus de 90% des sédiments des terrasses alluviales (à l'exclusion des cônesalluviaux des épaulements) proviennent des Alpes, et plus de la moitié sont calcaires.Dans la vallée en amont de Bale, plusieurs terrasses dominent le Rhin de 50 m, voirede 90 m : la vallée a dû être ennoyée par les apports sédimentaires alpins pendant lesglaciations. En aval de Bale, les terrasses rhénanes dessinent un cône alluvial trèsaplati bien visible sur les modèles numériques de terrain. Les sédiments Holocènesenfin contrastent avec les dépôts antérieurs : ils sont très peu épais et essentiellementconstitués de sables calcaires (faibles apports sédimentaires alpins et incision enamont de Bale).

Globalement, l'activité tectonique régionale récente estimée à partir des coupessismiques ou en surface reste faible. Cependant, une zone apparemment plus active,le Sundgau, s'étend directement au Sud de Mulhouse. Une série de plissementsextrêmement récents, entièrement postérieurs au dépôt des Cailloutis du Sundgau,barre l'ancien cours est-ouest du Rhin qui se déporte vers le nord en aval de Bale [ 21 ][ 22 ] [ 23 ] [ 44 ]. Le grand pli de Férette semble appartenir à la même phase dedéformation. Les variations spatiales actuelles du soulèvement sont bien visiblesquand on mesure l'évolution de la hauteur de la grande terrasse wurmienne au dessusdu lit du fleuve [ 44 ]. Ces structures se superposent au Horst de Mulhouse d'origineTertiaire qui sépare le graben en deux entités distinctes : le Bassin de Dannemarie àl'ouest et la Fosse de Bale à l'Est [ 44 ]. Les petits plis est-ouest et Les petitschevauchements qui délimitent cette petite région en forme de demi-lune à l'extrêmeSud du graben ont une origine mal comprise. Certains voient dans l'inclinaisongénérale de la région vers le Nord la signature d'un petit prisme d'accrétion lié à lapropagation vers le Nord de la tectonique « thin skinned » du Jura au dessus desévaporites triasiques. Dans ce cas les plis se formeraient progressivement enséquence du Sud vers le Nord [ 44 ]. Mais d'autres évoquent une tectonique « thickskinned » en relation avec la réactivation / inversion des failles du fossé paléozoïqueévoqué précédemment [ 21 ].

3.4. LES PRINCIPAUX FACTEURS CONTROLANT L'EVOLUTIONQUATERNAIRE DU BASSIN

On distingue trois grands facteurs pouvant commander la sédimentation :

1. La tectonique qui détermine la disposition des bassins, la variation du niveaude base et l'espace disponible pour la sédimentation.

2. Les oscillations climatiques qui règlent l'abondance des apportssédimentaires et le faciès (sédiments plus abondants et plus grossiers pendantles périodes glaciaires)

3. Les variations eustatiques

Les variations eustatiques ont peu d'influence sur l'évolution quaternaire dubassin : il semble que même loin en aval, dans le Graben Rhénan Inférieur, l'incision



provoquée par la diminution du niveau de la mer au Wûrm (-120m par rapport àl'interglaciaire) n'a pas dépassé 10 m [ 56 ]. Même la Crise Messinienne enMéditerranée au Miocène Supérieur ne semble pas avoir affecté profondément larégion au delà de la Bresse [ 52 ].

Plusieurs phénomènes géologiques et climatiques ayant pu jouer unrôle majeur dans l'évolution récente de la morphologie du bassin viennent d'êtreévoqués:

-^ L'activité des failles bordières du graben et la subsidence dans la plaineont pu générer un appel de sédiment vers le Nord ;

^ La propagation des plis du Sundgau vers le Nord, progressive ou non, a pudévier le fleuve ;

L'existence du forebulge alpin qui a soulevé le Sud du graben par rapport auNord, a pu générer un front d'érosion régressive qui se serait lentementpropagé vers le Sud à travers la plaine depuis le Miocène jusqu'à la capture duRhin au niveau de Bale - Mulhouse il y a environ 2 MA [ 21 ] [ 23 ];

^ La variation du niveau de base au Nord (Nord du Graben Rhénan Supérieur,Graben Rhénan Inférieur) ou au Sud (Bassin de la Bresse, Vallée du Rhône) enfonction de l'activité tectonique ou sédimentaire dans les autres segments duSystème de Rift Européen ;

L'abondance du flux d'eau et de sédiments en fonction des capturessuccessives et du taux de denudation moyen dans les Alpes mais aussi dansles Vosges et la Forêt Noire (importance des cônes alluviaux locaux) [ 4 ] ;

L'oscillation cyclique des flux sédimentaires en liaison directe avec leclimat et la glaciation des Alpes [ 4 ] [ 12 ] [ 6 ].

Ces différents phénomènes ont agi de concert pour modifier le cours du Rhin. Onremarquera que le changement de régime tectonique dans le Sundgau est à peu prèscontemporain du changement climatique Quaternaire et du changement de régimesédimentaire. Le but de la modélisation est d'en mesurer les effets relatifs.



provoquée par la diminution du niveau de la mer au Wûrm (-120m par rapport àl'interglaciaire) n'a pas dépassé 10 m [ 56 ]. Même la Crise Messinienne enMéditerranée au Miocène Supérieur ne semble pas avoir affecté profondément larégion au delà de la Bresse [ 52 ].

Plusieurs phénomènes géologiques et climatiques ayant pu jouer unrôle majeur dans l'évolution récente de la morphologie du bassin viennent d'êtreévoqués:

-^ L'activité des failles bordières du graben et la subsidence dans la plaineont pu générer un appel de sédiment vers le Nord ;

^ La propagation des plis du Sundgau vers le Nord, progressive ou non, a pudévier le fleuve ;

L'existence du forebulge alpin qui a soulevé le Sud du graben par rapport auNord, a pu générer un front d'érosion régressive qui se serait lentementpropagé vers le Sud à travers la plaine depuis le Miocène jusqu'à la capture duRhin au niveau de Bale - Mulhouse il y a environ 2 MA [ 21 ] [ 23 ];

^ La variation du niveau de base au Nord (Nord du Graben Rhénan Supérieur,Graben Rhénan Inférieur) ou au Sud (Bassin de la Bresse, Vallée du Rhône) enfonction de l'activité tectonique ou sédimentaire dans les autres segments duSystème de Rift Européen ;

L'abondance du flux d'eau et de sédiments en fonction des capturessuccessives et du taux de denudation moyen dans les Alpes mais aussi dansles Vosges et la Forêt Noire (importance des cônes alluviaux locaux) [ 4 ] ;

L'oscillation cyclique des flux sédimentaires en liaison directe avec leclimat et la glaciation des Alpes [ 4 ] [ 12 ] [ 6 ].

Ces différents phénomènes ont agi de concert pour modifier le cours du Rhin. Onremarquera que le changement de régime tectonique dans le Sundgau est à peu prèscontemporain du changement climatique Quaternaire et du changement de régimesédimentaire. Le but de la modélisation est d'en mesurer les effets relatifs.



4. APERO : un modèle d'évolution du paysage(LEM)

4.1 . PRINCIPE DE BASE DU LEM APERO

4.1.1. Généralités

Le modèle APERO (Analyse Progressive de l'EROsion) simule l'évolutiongéomorphologique des bassins sous l'action des processus d'altération, du transportde pente, de l'érosion fluviale de la roche mère, et du transport de sédiments. Il a étéconçu pour modéliser les interactions entre la tectonique et la sédimentation à uneéchelle supérieure à quelques kilomètres, et sur une période allant jusqu'à quelquesmillions d'années. Ce LEM a été créé en 1993 par F. Lucazeau à l'Université deMontpellier. APERO appartient à la même famille que le modèle GOLEM [ 1 ] [ 57 ]

[58]. Ces modèles calculent les variations d'altitude d'une topographie initiale parunité de temps et d'espace. Les mailles de notre modèle mesurent 1000 m * 1000 met le pas de temps est de 2 ans au minimum.

Jusqu'à présent APERO a surtout été utilisé sur des modèles théoriques. Danscette étude les flux modélisés sont considérables à cause de la présence du Rhin ; lasurface de 13 110 km^ (115 x 114 km) recouvre plusieurs bassins versants de grandetaille avec des dynamiques très différentes et des conditions climatiques outectoniques qui varient fortement. Ce cas réel complexe nous a conduit à effectuerplusieurs adaptations majeures comme la création d'un algorithme capable de traiterles lacs. Ce modèle est largement décrit dans la thèse de S. Carretier [ 10 ] et dansun article soumis [ 11 ].

La zone d'étude est balayée maille par maille en partant de la maille la plusélevée et en terminant par la maille la plus basse. Dans son état actuel, APERO nepeut prendre en compte que deux types de lithologie dont les caractéristiquesmécaniques ont été définies préalablement : les sédiments et la roche mère (lesubstratum). Quand un volume de roche mère est altéré ou érodé, il se forme le mêmevolume de sédiments. Les éléments dissous par l'altération sont ignorés. Cessédiments sont considérés homogènes : pour simplifier les lois de transport onsuppose par exemple qu'ils ont la même granulométrie. Ils peuvent rester sur place,être transportés et évacués par le flux d'eau, ou se redéposer plus loin. Ainsi,localement, une couche de sédiments peut s'accumuler sur le substratum ; on définitun stock de sédiments disponibles supérieur ou égal à zéro sur chaque maille. Leséquations de base gouvernant pour chaque maille l'évolution de la topographie et desflux sont :

dhfdt = -Vqs + U (1)



4. APERO : un modèle d'évolution du paysage(LEM)

4.1 . PRINCIPE DE BASE DU LEM APERO

4.1.1. Généralités

Le modèle APERO (Analyse Progressive de l'EROsion) simule l'évolutiongéomorphologique des bassins sous l'action des processus d'altération, du transportde pente, de l'érosion fluviale de la roche mère, et du transport de sédiments. Il a étéconçu pour modéliser les interactions entre la tectonique et la sédimentation à uneéchelle supérieure à quelques kilomètres, et sur une période allant jusqu'à quelquesmillions d'années. Ce LEM a été créé en 1993 par F. Lucazeau à l'Université deMontpellier. APERO appartient à la même famille que le modèle GOLEM [ 1 ] [ 57 ]

[58]. Ces modèles calculent les variations d'altitude d'une topographie initiale parunité de temps et d'espace. Les mailles de notre modèle mesurent 1000 m * 1000 met le pas de temps est de 2 ans au minimum.

Jusqu'à présent APERO a surtout été utilisé sur des modèles théoriques. Danscette étude les flux modélisés sont considérables à cause de la présence du Rhin ; lasurface de 13 110 km^ (115 x 114 km) recouvre plusieurs bassins versants de grandetaille avec des dynamiques très différentes et des conditions climatiques outectoniques qui varient fortement. Ce cas réel complexe nous a conduit à effectuerplusieurs adaptations majeures comme la création d'un algorithme capable de traiterles lacs. Ce modèle est largement décrit dans la thèse de S. Carretier [ 10 ] et dansun article soumis [ 11 ].

La zone d'étude est balayée maille par maille en partant de la maille la plusélevée et en terminant par la maille la plus basse. Dans son état actuel, APERO nepeut prendre en compte que deux types de lithologie dont les caractéristiquesmécaniques ont été définies préalablement : les sédiments et la roche mère (lesubstratum). Quand un volume de roche mère est altéré ou érodé, il se forme le mêmevolume de sédiments. Les éléments dissous par l'altération sont ignorés. Cessédiments sont considérés homogènes : pour simplifier les lois de transport onsuppose par exemple qu'ils ont la même granulométrie. Ils peuvent rester sur place,être transportés et évacués par le flux d'eau, ou se redéposer plus loin. Ainsi,localement, une couche de sédiments peut s'accumuler sur le substratum ; on définitun stock de sédiments disponibles supérieur ou égal à zéro sur chaque maille. Leséquations de base gouvernant pour chaque maille l'évolution de la topographie et desflux sont :

dhfdt = -Vqs + U (1)



Ou de manière discrète sur un pas de temps Af (intégré sur la surface d'unemaille Ax^) :

A/7 = Ai * (( Qs'" - Qs°"^)/ Ax^ + U) (2)

Avec:

dhidt = variation d'altitude Instantanée (m.an'^)

Ah = variation d'altitude sur un pas de temps (m)

-Vqs = divergence de la charge sédimentaire totale par unité de surface (m)

Qs'" = flux de sédiment rentrant sur la maille (m'.an'^)

Qs°"' = flux de sédiment sortant de la maille (m'.an"^)

U= vitesse des mouvements verticaux (m.an"^)

Et:

Q = P*A + Qad (3)

Avec:

Q = le débit d'eau (mlan"^)

P = la pluviométrie sur la maille (m.an'^)

A = la superficie de la maille (m^)

Q,d= le débit supplémentaire lié à une source locale (m^an'^)

Le flux de sédiments dépend de la diffusion sur les pentes, de l'incision de la rochemère et du transport alluvial. L'incision de la roche mère et le transport alluvial sontcalculés à partir du débit d'eau traversant la maille.

4.1.2. « Steepest descent » ou « multiple flow » : caractérisation dutype d'écoulement

Il existe deux façons de propager le flux d'eau vers l'aval : (i) en répartissent leflux d'eau sortant d'une maille vers toutes les mailles d'altitude inférieureproportionnellement à la pente, c'est à dire le mode « multiple flow » ; (ii) en envoyanttout le flux d'eau uniquement vers la maille voisine la plus basse, c'est à dire le mode« steepest descent ». Le flux de sédiments dépend du flux d'eau et est réparti de la



Ou de manière discrète sur un pas de temps Af (intégré sur la surface d'unemaille Ax^) :

A/7 = Ai * (( Qs'" - Qs°"^)/ Ax^ + U) (2)

Avec:

dhidt = variation d'altitude Instantanée (m.an'^)

Ah = variation d'altitude sur un pas de temps (m)

-Vqs = divergence de la charge sédimentaire totale par unité de surface (m)

Qs'" = flux de sédiment rentrant sur la maille (m'.an'^)

Qs°"' = flux de sédiment sortant de la maille (m'.an"^)

U= vitesse des mouvements verticaux (m.an"^)

Et:

Q = P*A + Qad (3)

Avec:

Q = le débit d'eau (mlan"^)

P = la pluviométrie sur la maille (m.an'^)

A = la superficie de la maille (m^)

Q,d= le débit supplémentaire lié à une source locale (m^an'^)

Le flux de sédiments dépend de la diffusion sur les pentes, de l'incision de la rochemère et du transport alluvial. L'incision de la roche mère et le transport alluvial sontcalculés à partir du débit d'eau traversant la maille.

4.1.2. « Steepest descent » ou « multiple flow » : caractérisation dutype d'écoulement

Il existe deux façons de propager le flux d'eau vers l'aval : (i) en répartissent leflux d'eau sortant d'une maille vers toutes les mailles d'altitude inférieureproportionnellement à la pente, c'est à dire le mode « multiple flow » ; (ii) en envoyanttout le flux d'eau uniquement vers la maille voisine la plus basse, c'est à dire le mode« steepest descent ». Le flux de sédiments dépend du flux d'eau et est réparti de la



même façon que lui. Toutes les équations que nous allons présenter à présent sontdéfinies pour le mode « steepest descent ».

4.1.3. L'érosion des pentes : le phénomène de diffusion

Les processus diffusifs ne font pas intervenir le flux d'eau ; ils correspondentaux phénomènes de reptation, de solifluxion, de bioturbation, d'éboulis, et autres. Ilssont modélisés par une loi de flux dépendant non linéairement du gradient d'altitudelocal « S » entre la maille testée et les mailles voisines d'altitude inférieure.

qd= K*S/(1-(S/Sc)^) (4)

Avec:

qd = flux diffusif (mân'^)

K= coefficient de diffusion pour les alluvions ou le substratum(m^.an'^)

Se = gradient d'altitude critique

Cette loi permet de prendre en compte en première approximation l'augmentationrapide du flux lorsque la pente devient forte, de manière analogue aux glissements deterrain. Elle est appliquée sur toutes les mailles avant la loi sur le transport alluvial.

4.1.4. La capacité de transport et le transport alluvial

La modélisation du transport alluvial est basée sur le calcul de la capacité detransport locale « QT» (m^) d'une maille à l'autre. Cette capacité de transport dépenddu flux d'eau local, et du gradient d'altitude local sur un pas de temps Af (an) donné :

QT=CF*Q'''^'"-' *S''^'-' *(Atf-''°'"-'^ (5)

Avec:

CF = coefficient de transport des sédiments (dimension variable, m'^'^Qû)

Q = le débit d'eau (m'.an"^)

MQTL1 = exposant pondérant le rôle du débit dans l'incision (sans dimension)

S = gradient d'altitude local (sans dimension)

NSL2 = exposant pondérant le rôle de la pente dans l'incision (sans dimension)



même façon que lui. Toutes les équations que nous allons présenter à présent sontdéfinies pour le mode « steepest descent ».

4.1.3. L'érosion des pentes : le phénomène de diffusion

Les processus diffusifs ne font pas intervenir le flux d'eau ; ils correspondentaux phénomènes de reptation, de solifluxion, de bioturbation, d'éboulis, et autres. Ilssont modélisés par une loi de flux dépendant non linéairement du gradient d'altitudelocal « S » entre la maille testée et les mailles voisines d'altitude inférieure.

qd= K*S/(1-(S/Sc)^) (4)

Avec:

qd = flux diffusif (mân'^)

K= coefficient de diffusion pour les alluvions ou le substratum(m^.an'^)

Se = gradient d'altitude critique

Cette loi permet de prendre en compte en première approximation l'augmentationrapide du flux lorsque la pente devient forte, de manière analogue aux glissements deterrain. Elle est appliquée sur toutes les mailles avant la loi sur le transport alluvial.

4.1.4. La capacité de transport et le transport alluvial

La modélisation du transport alluvial est basée sur le calcul de la capacité detransport locale « QT» (m^) d'une maille à l'autre. Cette capacité de transport dépenddu flux d'eau local, et du gradient d'altitude local sur un pas de temps Af (an) donné :

QT=CF*Q'''^'"-' *S''^'-' *(Atf-''°'"-'^ (5)

Avec:

CF = coefficient de transport des sédiments (dimension variable, m'^'^Qû)

Q = le débit d'eau (m'.an"^)






Les deux exposants détenninent le degré de non linéarité de la loi de transport. CF,MQTL1 et NSL1 ne sont pas des variables indépendantes et sont déterminéespréalablement en fonction des caractéristiques des sédiments.

Si le stock de sédiments disponibles sur une maille est supérieur à la capacitéde transport locale, le flux de sédiments exportés vers la maille voisine la plus bassecorrespond à la capacité de transport. L'autre partie des sédiments présents resterasur cette maille jusqu'au pas de temps suivanL Si cette maille a reçu plus de sédimentsqu'elle n'en a exportés, par exemple si la capacité de transport est plus forte en amontqu'elle n'est en aval, alors il y a dépôt de sédiments sur cette maille à ce pas de tempset augmentation de l'altitude de la maille.

Si le stock de sédiments disponibles sur une maille est inférieur à la capacité detransport locale, alors tout le stock de sédiments est exporté vers la maille voisine laplus basse. Le flux d'eau peut continuer à éroder le substratum sous-jacent auxsédiments dans la limite de la capacité de transport résiduelle.

4.1.5. L'incision du substratum

L'incision du substratum se produit lorsque le flux d'eau agit directement sur laroche mère. Dans ce cas le taux d'incision « DhIDt » est modélisé par une loi enpuissance du gradient d'altitude local et du flux d'eau (eg. Stock et Mongomery, 1999):

Dh/Dt = CBRI * Cf^'^^^ * S^^^^ ( 6 )

Ou en discrétisant sur un pas de temps Ai donné :

Ah = CBRI * Q '''>'"-' * S "''' * (Att ""^""''^ ( 7)

Avec:

Ah = incision sur un pas de temps donné (m)

CBRI = coefficient d'érosion du substratum (dimension variable, m'" "Qtl2)

Q = le débit d'eau (m^an"^)




Les deux exposants déterminent le degré de non linéarité de la loi de transport.CBRI, MQTL2 et NSL2 ne sont pas des variables indépendantes et sont déterminéespréalablement en fonction des caractéristiques du substratum.



Les deux exposants détenninent le degré de non linéarité de la loi de transport. CF,MQTL1 et NSL1 ne sont pas des variables indépendantes et sont déterminéespréalablement en fonction des caractéristiques des sédiments.

Si le stock de sédiments disponibles sur une maille est supérieur à la capacitéde transport locale, le flux de sédiments exportés vers la maille voisine la plus bassecorrespond à la capacité de transport. L'autre partie des sédiments présents resterasur cette maille jusqu'au pas de temps suivanL Si cette maille a reçu plus de sédimentsqu'elle n'en a exportés, par exemple si la capacité de transport est plus forte en amontqu'elle n'est en aval, alors il y a dépôt de sédiments sur cette maille à ce pas de tempset augmentation de l'altitude de la maille.

Si le stock de sédiments disponibles sur une maille est inférieur à la capacité detransport locale, alors tout le stock de sédiments est exporté vers la maille voisine laplus basse. Le flux d'eau peut continuer à éroder le substratum sous-jacent auxsédiments dans la limite de la capacité de transport résiduelle.

4.1.5. L'incision du substratum

L'incision du substratum se produit lorsque le flux d'eau agit directement sur laroche mère. Dans ce cas le taux d'incision « DhIDt » est modélisé par une loi enpuissance du gradient d'altitude local et du flux d'eau (eg. Stock et Mongomery, 1999):

Dh/Dt = CBRI * Cf^'^^^ * S^^^^ ( 6 )

Ou en discrétisant sur un pas de temps Ai donné :

Ah = CBRI * Q '''>'"-' * S "''' * (Att ""^""''^ ( 7)

Avec:

Ah = incision sur un pas de temps donné (m)

CBRI = coefficient d'érosion du substratum (dimension variable, m'" "Qtl2)

Q = le débit d'eau (m^an"^)




Les deux exposants déterminent le degré de non linéarité de la loi de transport.CBRI, MQTL2 et NSL2 ne sont pas des variables indépendantes et sont déterminéespréalablement en fonction des caractéristiques du substratum.



Nous avons désactivé l'algorithme qui permettait de tenir compte de la largeurde la rivière (qui est bien inférieure à la largeur des mailles) au risque de surestimer lesvolumes erodes dans le but de simplifier le modèle.

En conclusion, on a à chaque pas de temps et pour chaque maille dumodèle la chaîne de calcul suivante :

SEDIMENTS REÇUS DEL'AMONT =

Sédiments reçus par diffusion + Sédiments reçus par transportalluvial

Sediments exportes vers l'aval =

MINIMUM (Sédiments hérités + Sédiments reçus + Sédimentsproduits localement par altération - Sédiments exportés par diffusion

+ Sédiments produits par l'incision du substratum* ; Capacité detransport vers l'aval) + Sédiments exportés par diffusion

* Incision du substratum si

(Sédiments hérités + Sédiments reçus + Sédiments produitslocalement par altération - Sédiments exportés par diffusion) <

Capacité de transport vers l'aval

Stock de sediments a l 'issue du pas de temps =

Stock de sédiments hérités du pas de précédent + Sédiments reçus+ Sédiments produits localement par altération - Sédiments

exportés vers l'aval

Variation d'altitude a l'issue du pas de temps =



Nous avons désactivé l'algorithme qui permettait de tenir compte de la largeurde la rivière (qui est bien inférieure à la largeur des mailles) au risque de surestimer lesvolumes erodes dans le but de simplifier le modèle.

En conclusion, on a à chaque pas de temps et pour chaque maille dumodèle la chaîne de calcul suivante :

SEDIMENTS REÇUS DEL'AMONT =

Sédiments reçus par diffusion + Sédiments reçus par transportalluvial

Sediments exportes vers l'aval =

MINIMUM (Sédiments hérités + Sédiments reçus + Sédimentsproduits localement par altération - Sédiments exportés par diffusion

+ Sédiments produits par l'incision du substratum* ; Capacité detransport vers l'aval) + Sédiments exportés par diffusion

* Incision du substratum si

(Sédiments hérités + Sédiments reçus + Sédiments produitslocalement par altération - Sédiments exportés par diffusion) <

Capacité de transport vers l'aval

Stock de sediments a l 'issue du pas de temps =

Stock de sédiments hérités du pas de précédent + Sédiments reçus+ Sédiments produits localement par altération - Sédiments

exportés vers l'aval

Variation d'altitude a l'issue du pas de temps =



(Sédiments reçus - Sédiments exportés vers l'aval) / Surface de lamaille

4.2. LA GESTION DES DEPRESSIONS, DES ZONES PLATES, ET DESLACS

L'existence de lacs complique considérablement la modélisation. Ces lacs nese forment pas seulement « naturellement » mais sont également générés par desinstabilités numériques.

A l'origine, dans APERO, les flux d'eau se volatilisaient quand ils atteignaient lepoint bas d'une dépression ou une zone plate, même si la zone concernée n'avaitqu'une seule maille d'extension. La totalité des sédiments transportés se déposaientsur place jusqu'à ce que le trou soit bouché. Dans le cas d'une région tempérée etdrainée par un fleuve très important, ces pseudo zones endoréiques n'avaient pas lieud'être.

Le procédé imaginé pour traiter le problème des lacs ressemble à celui créé parGarcia-Castellanos. Dans un premier temps le programme va identifier si les maillesdrainées correspondent au fond d'un lac ou à une zone plate. Pour déterminer lasurface et le volume du lac quand le flux d'eau atteint un point bas, le programmerecherche la maille voisine la plus basse et accroît la zone identifiée comme un lac. Deproche en proche le lac s'agrandit jusqu'à atteindre son exutoire (alors la maille voisinela plus basse a une altitude inférieure au niveau du lac). Le volume d'eau arrivant dansle lac est comparé au volume du lac et au volume d'eau déjà présent depuis le pas detemps précédent et l'excédant est renvoyé vers l'aval au niveau de l'exutoire. Le calculdes flux recommence à partir de l'altitude de l'exutoire qui est supérieure ou égale àl'altitude du fond du lac ; toutes les mailles comprises entre ces deux altitudes doiventêtre retraitées une seconde fois pour prendre en compte le nouveau flux d'eau lié audébordement du lac. Le flux sédimentaire est traité à la suite. Si le lac était déjà remplid'eau au pas de temps précédent, alors la charge sédimentaire des rivières affluentesse dépose dans le lac par un processus diffusif aquatique identique au processusdiffusif terrestre. Les sédiments en excès après le comblement du lac restent sur placejusqu'au pas de temps suivant.

4.3. LA GESTION DU NIVEAU DE BASE SUR LES BORDS DU MODELE

Le niveau de base correspond en quelque sorte à l'altitude d'une maille fictivesituée au contact immédiat de la zone étudiée. Dans APERO il est possible d'imposerdes niveaux de base différents pour chaque bord du modèle, ou pour chaque maillefrontière. Le niveau de base doit impérativement être défini pour que la sédimentationou l'érosion des mailles du bord puisse dépendre également de l'environnementexterne à la zone d'étude. Cette notion revêt une importance particulière dans le cas



(Sédiments reçus - Sédiments exportés vers l'aval) / Surface de lamaille

4.2. LA GESTION DES DEPRESSIONS, DES ZONES PLATES, ET DESLACS

L'existence de lacs complique considérablement la modélisation. Ces lacs nese forment pas seulement « naturellement » mais sont également générés par desinstabilités numériques.

A l'origine, dans APERO, les flux d'eau se volatilisaient quand ils atteignaient lepoint bas d'une dépression ou une zone plate, même si la zone concernée n'avaitqu'une seule maille d'extension. La totalité des sédiments transportés se déposaientsur place jusqu'à ce que le trou soit bouché. Dans le cas d'une région tempérée etdrainée par un fleuve très important, ces pseudo zones endoréiques n'avaient pas lieud'être.

Le procédé imaginé pour traiter le problème des lacs ressemble à celui créé parGarcia-Castellanos. Dans un premier temps le programme va identifier si les maillesdrainées correspondent au fond d'un lac ou à une zone plate. Pour déterminer lasurface et le volume du lac quand le flux d'eau atteint un point bas, le programmerecherche la maille voisine la plus basse et accroît la zone identifiée comme un lac. Deproche en proche le lac s'agrandit jusqu'à atteindre son exutoire (alors la maille voisinela plus basse a une altitude inférieure au niveau du lac). Le volume d'eau arrivant dansle lac est comparé au volume du lac et au volume d'eau déjà présent depuis le pas detemps précédent et l'excédant est renvoyé vers l'aval au niveau de l'exutoire. Le calculdes flux recommence à partir de l'altitude de l'exutoire qui est supérieure ou égale àl'altitude du fond du lac ; toutes les mailles comprises entre ces deux altitudes doiventêtre retraitées une seconde fois pour prendre en compte le nouveau flux d'eau lié audébordement du lac. Le flux sédimentaire est traité à la suite. Si le lac était déjà remplid'eau au pas de temps précédent, alors la charge sédimentaire des rivières affluentesse dépose dans le lac par un processus diffusif aquatique identique au processusdiffusif terrestre. Les sédiments en excès après le comblement du lac restent sur placejusqu'au pas de temps suivant.

4.3. LA GESTION DU NIVEAU DE BASE SUR LES BORDS DU MODELE

Le niveau de base correspond en quelque sorte à l'altitude d'une maille fictivesituée au contact immédiat de la zone étudiée. Dans APERO il est possible d'imposerdes niveaux de base différents pour chaque bord du modèle, ou pour chaque maillefrontière. Le niveau de base doit impérativement être défini pour que la sédimentationou l'érosion des mailles du bord puisse dépendre également de l'environnementexterne à la zone d'étude. Cette notion revêt une importance particulière dans le cas



OÙ une grande vallée alluviale sort de la zone d'étude, car l'évolution du cours inférieurde la rivière peut contrôler largement le devenir du cours amont. Bien sur, notremodèle ne peut pas s'étendre jusqu'à la Mer du Nord et à la Méditerranée, et nedevrait donc pas tenir compte du cours inférieur du Rhin ; le niveau de base que nousutilisons ne doit pas correspondre au niveau de la mer. Dans notre cas il ne vaut mieuxpas fixer définitivement le niveau de base pour toute la durée de l'expérience : s'il étaittrop bas, les bords du modèle commenceraient par s'éroder trop rapidement, s'il étaittrop haut, il ne pourrait pas y avoir incision en dessous de l'altitude imposée. De mêmeil ne vaut mieux pas conditionner le niveau de base en fonction de l'altitude de sortiedes rivières, car même si ce niveau pouvait varier il ne dépendrait que descaractéristiques du cours amont. Enfin, imposer un niveau de base évoluant selon unscénario préétabli biaiserait forcement l'évolution du modèle : dans le cas du Rhin, sion remonte artificiellement le niveau de base au Sud sans permettre l'incision du Jura,le fleuve finira forcement par être dévié vers le Nord. Ce paramètre contraint à un telpoint l'évolution des bords du modèle (et donc le modèle tout entier), que quels quesoient le scénario proposé et la topographie initiale, l'altitude de sortie des grandesrivières à la fin des expériences est toujours égale ou presque au niveau de baseimposé.

Dans ce contexte il nous parut essentiel de donner plus de liberté aux variationsdu niveau de base. Pour contourner ce problème, et en quelque sorte étendreconsidérablement la surface étudiée par le modèle sans augmenter sa complexité etles temps de calcul, nous avons défini une altitude de référence qui équivaut à l'altitudedu cours de la rivière à une distance connue des bords du modèle. L'altitude deréférence peut par exemple être fixée à l'embouchure de la rivière et correspondre auniveau de la mer : c'est le niveau de base régional. Au début de l'expériencel'utilisateur définit l'altitude de référence, la distance correspondante (distance deréférence), et également l'altitude de base initiale au bord du modèle. Ensuite l'altitudedu niveau de base sera recalculée à chaque pas de temps (Illustration 4) :

Variation du niveau de base =

-(Incision de la rivière) +(dépôt de sédiment) +/-(soulèvement ousubsidence)

1. La loi de transport alluvial, l'incision en marge du modèle :

La loi du transport alluvial discrétisée que nous avons décrite précédemmentest réutilisée pour calculer l'incision AH sur la maille fictive située en bordure dumodèle et dont l'altitude initiale est le niveau de base.

AH=K*Q^*S'' *(Atf-^^ (8)

Avec :



OÙ une grande vallée alluviale sort de la zone d'étude, car l'évolution du cours inférieurde la rivière peut contrôler largement le devenir du cours amont. Bien sur, notremodèle ne peut pas s'étendre jusqu'à la Mer du Nord et à la Méditerranée, et nedevrait donc pas tenir compte du cours inférieur du Rhin ; le niveau de base que nousutilisons ne doit pas correspondre au niveau de la mer. Dans notre cas il ne vaut mieuxpas fixer définitivement le niveau de base pour toute la durée de l'expérience : s'il étaittrop bas, les bords du modèle commenceraient par s'éroder trop rapidement, s'il étaittrop haut, il ne pourrait pas y avoir incision en dessous de l'altitude imposée. De mêmeil ne vaut mieux pas conditionner le niveau de base en fonction de l'altitude de sortiedes rivières, car même si ce niveau pouvait varier il ne dépendrait que descaractéristiques du cours amont. Enfin, imposer un niveau de base évoluant selon unscénario préétabli biaiserait forcement l'évolution du modèle : dans le cas du Rhin, sion remonte artificiellement le niveau de base au Sud sans permettre l'incision du Jura,le fleuve finira forcement par être dévié vers le Nord. Ce paramètre contraint à un telpoint l'évolution des bords du modèle (et donc le modèle tout entier), que quels quesoient le scénario proposé et la topographie initiale, l'altitude de sortie des grandesrivières à la fin des expériences est toujours égale ou presque au niveau de baseimposé.

Dans ce contexte il nous parut essentiel de donner plus de liberté aux variationsdu niveau de base. Pour contourner ce problème, et en quelque sorte étendreconsidérablement la surface étudiée par le modèle sans augmenter sa complexité etles temps de calcul, nous avons défini une altitude de référence qui équivaut à l'altitudedu cours de la rivière à une distance connue des bords du modèle. L'altitude deréférence peut par exemple être fixée à l'embouchure de la rivière et correspondre auniveau de la mer : c'est le niveau de base régional. Au début de l'expériencel'utilisateur définit l'altitude de référence, la distance correspondante (distance deréférence), et également l'altitude de base initiale au bord du modèle. Ensuite l'altitudedu niveau de base sera recalculée à chaque pas de temps (Illustration 4) :

Variation du niveau de base =

-(Incision de la rivière) +(dépôt de sédiment) +/-(soulèvement ousubsidence)

1. La loi de transport alluvial, l'incision en marge du modèle :

La loi du transport alluvial discrétisée que nous avons décrite précédemmentest réutilisée pour calculer l'incision AH sur la maille fictive située en bordure dumodèle et dont l'altitude initiale est le niveau de base.

AH=K*Q^*S'' *(Atf-^^ (8)

Avec :



S = ((niveau de base) - (altitude de référence)) / (distance de référence)

Q = débit d'eau maximal sortant (m'.s'^)

K= coefficient d'érosion (CF ou CBRI)

a et b = coefficients déterminant le degrés de linéarité de la loi (MQTL ou NSL)

Af = pas de temps (s)

Nous utilisons le « débit d'eau maximal sortant » car nous supposons que la rivière laplus puissante a le pouvoir érosif le plus fort et donc qu'elle contrôle la variation duniveau de base liée à l'incision. Cette loi simple implique que la totalité de la colonnede roche sous la maille fictive est entièrement constituée de sédiments ou entièrementconstituée de roche mère en fonction des paramètres K, a et b définis au préalable.

2. La sédimentation :

Pour simplifier le processus de sédimentation nous avons décidé qu'il ne peutpas y avoir superposition d'une couche de sédiments sur la roche mère au niveau de la« maille fictive ». Nous ne calculons donc pas la capacité de transport entre l'altitudede base et l'altitude de référence. Pour décider s'il doit y avoir ou non élévation duniveau de base à cause de la sédimentation nous nous basons sur le taux desédimentation maximum sur les bords du modèle. S'il y a sédimentation sur une maillefrontière, alors le niveau de base est rehaussé de la même façon.

3. Le soulèvement ou la subsidence en marge du modèle :

Les derniers mécanismes pouvant faire varier le niveau de base sont lesmouvements verticaux, comme dans le modèle. Le mouvement vertical habituellementretenu pour les variations du niveau de base est le soulèvement minimal ou lasubsidence maximale sur la marge du modèle.

Notre procédé de calcul a l'avantage de laisser la liberté au niveau de base devarier automatiquement en fonction du débit et du flux sédimentaire sortant (influencedu cours amont de la rivière) et de l'altitude de référence (influence du cours aval), touten restant simple et en respectant les lois fondamentales du transport alluvial. Il permetde prendre en compte en première approximation les rétroactions entre l'extérieur dumodèle et le modèle lui même.



S = ((niveau de base) - (altitude de référence)) / (distance de référence)

Q = débit d'eau maximal sortant (m'.s'^)

K= coefficient d'érosion (CF ou CBRI)

a et b = coefficients déterminant le degrés de linéarité de la loi (MQTL ou NSL)

Af = pas de temps (s)

Nous utilisons le « débit d'eau maximal sortant » car nous supposons que la rivière laplus puissante a le pouvoir érosif le plus fort et donc qu'elle contrôle la variation duniveau de base liée à l'incision. Cette loi simple implique que la totalité de la colonnede roche sous la maille fictive est entièrement constituée de sédiments ou entièrementconstituée de roche mère en fonction des paramètres K, a et b définis au préalable.

2. La sédimentation :

Pour simplifier le processus de sédimentation nous avons décidé qu'il ne peutpas y avoir superposition d'une couche de sédiments sur la roche mère au niveau de la« maille fictive ». Nous ne calculons donc pas la capacité de transport entre l'altitudede base et l'altitude de référence. Pour décider s'il doit y avoir ou non élévation duniveau de base à cause de la sédimentation nous nous basons sur le taux desédimentation maximum sur les bords du modèle. S'il y a sédimentation sur une maillefrontière, alors le niveau de base est rehaussé de la même façon.

3. Le soulèvement ou la subsidence en marge du modèle :

Les derniers mécanismes pouvant faire varier le niveau de base sont lesmouvements verticaux, comme dans le modèle. Le mouvement vertical habituellementretenu pour les variations du niveau de base est le soulèvement minimal ou lasubsidence maximale sur la marge du modèle.

Notre procédé de calcul a l'avantage de laisser la liberté au niveau de base devarier automatiquement en fonction du débit et du flux sédimentaire sortant (influencedu cours amont de la rivière) et de l'altitude de référence (influence du cours aval), touten restant simple et en respectant les lois fondamentales du transport alluvial. Il permetde prendre en compte en première approximation les rétroactions entre l'extérieur dumodèle et le modèle lui même.



Flux d'eauet desédiments

Mailles de lazone à 'étude

Maille frontièredu modèle

S U B S I D E N C E . INCISION

« MAILLEFICTIl'E »

Distance de référence(bien supérieure a la taille des

inailles du modèle)

Altitude de sortie

Altitude de base(niveau de base localvariant libran a«)

Altitude de référence(niveau de baserégional prédéfini)

Illustration 4 - Définition de l'altitude de sortie, de l'altitude de base, et de l'altitude de référence.Dans ce modèle l'altitude de base évolue librement à la fois en fonction des flux sortant du

modèle et du niveau de base régional (altitude de référence)

4.4. LA GESTION DES FLUX SUR LES BORDS DU MODELE

Dans A P E R O il est possible de contrôler les caractéristiques des flux d'eau (etdonc des flux de sédiment) sortant du modèle :

S Imposer un flux sortant nul ;

s Laisser le flux libre, en fonction de la différence entre l'altitude debase à l'extérieur du modèle et l'altitude de la maille du bord ;

s Imposer un flux « miroir » provenant de l'extérieur du modèle, ceflux rentrant étant identique au flux arrivant de l'intérieur sur lesmailles du bord ;

s Imposer un flux « à symétrie centrale », le flux sortant dépendantuniquement du flux arrivant de l'intérieur sur les mailles du bord.

B R G M / R P - 5 4 8 8 5 - F R - Rapport final, d'avancement ou intermédiaire 29


5. Initialisation des données d'entrée du modèle

Les grilles, les tableaux et les valeurs que nous allons présenter dans cechapitre sont les « données standards » qui vont être intégrées dans notre modèle.Ces données d'entrée (topographie initiale, grille des mouvements verticaux,conditions limites, flux d'entrée du Rhin et de l'Aar, pluviométrie...) correspondent engénéral aux conditions actuelles ou aux conditions moyennes estimées sur toute ladurée du Quaternaire. Dans certains cas nous présenterons également dans quellemesure ces données ont pu évoluer au cours du temps.

Toutes les données initialisées sont récapitulées dans l'Illustration 11.

5.1 . RECONSTITUTION DE LA TOPOGRAPHIE DE LA PLAINE A LA FINDU PLIOCENE

Quelle était la topographie du graben il y a 2 ou 2 ,5 MA juste avant le dépôtdes Cailloutis du Sundgau ? L'analyse sédimentologique des cailloutis du Sundgaunous indique que le paléo Rhin/Aar était une rivière en tresse [ 20 ] [ 21 ] qui sedéployait dans une plaine à faible pente. Nous savons également que le seuiltopographique se situait au niveau du Kaiserstuhl. Si on considère que les petitesvallées incisées de 50 à 100m dans les cônes alluviaux Pliocenes, au tout début duQuaternaire, correspondent en fait au recul d'un front d'érosion vers le Nord, alors lerelief préexistant à l'érosion devait au moins mesurer 100m sur son versant nord. Cespetites incisions «en forme de canyon» sont bien visibles autour du Kaiserstuhl etailleurs dans la moitié sud du graben sur les cartes isopaques du Quaternaire [ 43 ] [

51].

Nous avons choisi de transformer la topographie de la plaine en construisant un« toit » simple, régulier et très aplati avec deux pentes nord et sud symétriques (de0,04° ou 0,07%) et une crête rectiligne orientée Est - OuesL L'altitude de la crête estde 220 m (+50 m par rapport à l'altitude actuelle), l'altitude au niveau de l'actuel seuilde Belfort est de 160 m (-190m par rapport à l'altitude actuelle), et nous considéronsque l'altitude à l'extrême nord du graben (en dehors du modèle) n'a pas changé (90m).Le Sundgau est arasé comme le pli de Ferrette, mais pas les plis jurassiens (au sud-est de la zone). Toutes les altitudes pour toute la durée des expériences sont fixées àpartir d'un niveau de référence : le niveau actuel de la mer. A cette époque le niveaudes mers dépassait l'actuel, la Bresse et la Ruhr correspondaient à des zones trèsbasses proches de la côte.

Nous avons choisi de surélever le Kaiserstuhl au dessus du seuil (+110m parrapport à l'altitude actuelle). Des campagnes géophysiques ont montré que le volcans'étendait loin sous les sédiments quaternaires qui l'ont noyé [ 61 ] [ 62 ] . Il fautégalement prendre en compte l'érosion du massif et le fait qu'il se trouve dans une



5. Initialisation des données d'entrée du modèle

Les grilles, les tableaux et les valeurs que nous allons présenter dans cechapitre sont les « données standards » qui vont être intégrées dans notre modèle.Ces données d'entrée (topographie initiale, grille des mouvements verticaux,conditions limites, flux d'entrée du Rhin et de l'Aar, pluviométrie...) correspondent engénéral aux conditions actuelles ou aux conditions moyennes estimées sur toute ladurée du Quaternaire. Dans certains cas nous présenterons également dans quellemesure ces données ont pu évoluer au cours du temps.

Toutes les données initialisées sont récapitulées dans l'Illustration 11.

5.1 . RECONSTITUTION DE LA TOPOGRAPHIE DE LA PLAINE A LA FINDU PLIOCENE

Quelle était la topographie du graben il y a 2 ou 2 ,5 MA juste avant le dépôtdes Cailloutis du Sundgau ? L'analyse sédimentologique des cailloutis du Sundgaunous indique que le paléo Rhin/Aar était une rivière en tresse [ 20 ] [ 21 ] qui sedéployait dans une plaine à faible pente. Nous savons également que le seuiltopographique se situait au niveau du Kaiserstuhl. Si on considère que les petitesvallées incisées de 50 à 100m dans les cônes alluviaux Pliocenes, au tout début duQuaternaire, correspondent en fait au recul d'un front d'érosion vers le Nord, alors lerelief préexistant à l'érosion devait au moins mesurer 100m sur son versant nord. Cespetites incisions «en forme de canyon» sont bien visibles autour du Kaiserstuhl etailleurs dans la moitié sud du graben sur les cartes isopaques du Quaternaire [ 43 ] [

51].

Nous avons choisi de transformer la topographie de la plaine en construisant un« toit » simple, régulier et très aplati avec deux pentes nord et sud symétriques (de0,04° ou 0,07%) et une crête rectiligne orientée Est - OuesL L'altitude de la crête estde 220 m (+50 m par rapport à l'altitude actuelle), l'altitude au niveau de l'actuel seuilde Belfort est de 160 m (-190m par rapport à l'altitude actuelle), et nous considéronsque l'altitude à l'extrême nord du graben (en dehors du modèle) n'a pas changé (90m).Le Sundgau est arasé comme le pli de Ferrette, mais pas les plis jurassiens (au sud-est de la zone). Toutes les altitudes pour toute la durée des expériences sont fixées àpartir d'un niveau de référence : le niveau actuel de la mer. A cette époque le niveaudes mers dépassait l'actuel, la Bresse et la Ruhr correspondaient à des zones trèsbasses proches de la côte.

Nous avons choisi de surélever le Kaiserstuhl au dessus du seuil (+110m parrapport à l'altitude actuelle). Des campagnes géophysiques ont montré que le volcans'étendait loin sous les sédiments quaternaires qui l'ont noyé [ 61 ] [ 62 ] . Il fautégalement prendre en compte l'érosion du massif et le fait qu'il se trouve dans une



zone en subsidence. A cette époque le Kaiserstuhl devait ressembler en un peu pluspetit au Volgestberg qui obstrue le Graben de la Hesse [ 53 ].

Enfin, ni la morphologie ni l'altitude maximale des Vosges et de la Forêt Noiren'ont été modifiées m ê m e si les glaciations successives y ont fortement modelé lespaysages. Nous avons simplement lissé la topographie pour assurer la continuité despentes entre le relief et la nouvelle plaine en forme de toit. Cette topographie hybride(Illustration 5) est préférable à une topographie entièrement reconstituée car elle initieun réseau hydrographique réaliste. D e toute façon, tout porte à croire que le réseaudes vallées montagneuses s'organisait déjà de la m ê m e façon bien avant lePleistocene.

1500 m

HOm

caitotre

115 Km

Illustration 5 - Grille d'altitude initiale « standard » (115 *114 Km). (A) TOPOGRAPHIEACTUELLE. (B) TOPOGRAPHIE INITIALE. C'est une reconstitution de la topographie du suddu Graben Rhénan il y a 2 à 2,5 MA. La topographie de la plaine a la forme d'un toit avec une

ligne de partage des eaux est-ouest au niveau du Kaiserstuhl. Le Sundgau et le seuil de Belfortsont arasés, le dénivelé maximum du « toit » atteignant 60 m. La topographie des épaulements

n 'est pas modifiée.

5.2. RECONSTITUTION DE LA GRILLE DES MOUVEMENTSVERTICAUX

La grille de mouvements verticaux (subsidence ou soulèvement) est avant toutbasée sur les cartes structurales de la région [ 8 ]. Elle se présente sous la forme dezones de dimensions variées où le mouvement est homogène . Les champs defractures parfois larges de quelques kilomètres sont réduits à un simple accident. Parsoucis de simplification seule une ou deux failles bordières sont représentées dechaque coté du graben, ce qui doit quand m ê m e permettre de simuler localement lecisaillement syn-sédimentaire des cônes alluviaux. Dans les zones de flexure c o m m e



au Sud du bassin de Dannemarie, ou au niveau des plissements du Sundgau, lesvariations spatiales des mouvements verticaux sont plus progressives [ 21 ] [ 44 ].

L'intensité des mouvements verticaux est difficile à définir, quelle que soit laméthode utilisée, car les mesures de terrain sont contradictoires et pas assez précises(signal tectonique trop faible, perturbations liées au mouvements de terrain dans leslass et au dessus des aquifères) [ 38 ] [ 39 ] [ 48 ]. Les différents auteurs proposentgénéralement un rejet vertical de 150m en 1 MA entre les épaulements et le centre dugraben [ 38 ] [ 48 ]. Sur des failles isolées on a mesuré des rejets de 36 m sur la mêmepériode [ 38 ]. Pour attribuer une valeur à chaque zone de la grille, nous nous sommessurtout basés sur les différences d'altitude entre la topographie initiale et latopographie actuelle en essayant de prévoir les volumes de roche erodes. Nous avonsconsidéré que l'activité tectonique est concentrée au niveau des failles (pas dedéformation tectonique diffuse), cependant nous avons tenté de prendre en compte enadaptant légèrement la grille l'effet de l'halocinèse [ 51 ] au Nord de Mulhouse (BassinPotassique Alsacien) et de la compaction progressive des sédiments tertiaires etquaternaires (les sédiments argileux perdent beaucoup de volume pendant leurenfouissement). La compaction pourrait jouer un rôle déterminant dans la dynamiquesédimentaire du bassin, en accroissant un peu l'espace disponible au fur et à mesurede l'arrivée des sédiments. Ainsi, le dépocentre de la partie Nord du graben se trouvejuste à l'aplomb de l'exutoire du Main dans la plaine, sans que l'on observe en surfaceun cône aussi considérable. Cependant, pour simplifier le modèle nous n'avons paspris en compte directement ce paramètre dans le programme.

Finalement la plaine subside à une vitesse de 0,06 mm/an au maximum parrapport au niveau de la mer actuel, avec des variations locales notables (Illustration 6).Nous n'avons pas pris en compte l'évolution de l'activité des failles au cours du temps,que ce soit pour les chevauchements du Sundgau (pas de formation en séquence duprisme d'accrétion vers le nord), ou pour les failles bordières (pas de transfert de ladéformation d'une faille à l'autre). Nous supposons que les failles actives seconcentrent dans la plaine et non dans les épaulements du graben. Les sommets desmassifs proches de la plaine se soulèvent à une vitesse +0,11 mm/an au maximum, lesoulèvement diminuant progressivement sur leurs versants externes. Le plis duSundgau se soulèvent de +0,05 mm/an à +0,08mm/an avec un maximum au sud auniveau du pli de Ferrette avec +0,12mm/an. La région de Belfort, elle, remonte de +0mm/an à +0,8 mm/an.

Les mouvements horizontaux, en particulier le décrochement sénestre desVosges par rapport à la Forêt Noire, sont négligés.



au Sud du bassin de Dannemarie, ou au niveau des plissements du Sundgau, lesvariations spatiales des mouvements verticaux sont plus progressives [ 21 ] [ 44 ].

L'intensité des mouvements verticaux est difficile à définir, quelle que soit laméthode utilisée, car les mesures de terrain sont contradictoires et pas assez précises(signal tectonique trop faible, perturbations liées au mouvements de terrain dans leslass et au dessus des aquifères) [ 38 ] [ 39 ] [ 48 ]. Les différents auteurs proposentgénéralement un rejet vertical de 150m en 1 MA entre les épaulements et le centre dugraben [ 38 ] [ 48 ]. Sur des failles isolées on a mesuré des rejets de 36 m sur la mêmepériode [ 38 ]. Pour attribuer une valeur à chaque zone de la grille, nous nous sommessurtout basés sur les différences d'altitude entre la topographie initiale et latopographie actuelle en essayant de prévoir les volumes de roche erodes. Nous avonsconsidéré que l'activité tectonique est concentrée au niveau des failles (pas dedéformation tectonique diffuse), cependant nous avons tenté de prendre en compte enadaptant légèrement la grille l'effet de l'halocinèse [ 51 ] au Nord de Mulhouse (BassinPotassique Alsacien) et de la compaction progressive des sédiments tertiaires etquaternaires (les sédiments argileux perdent beaucoup de volume pendant leurenfouissement). La compaction pourrait jouer un rôle déterminant dans la dynamiquesédimentaire du bassin, en accroissant un peu l'espace disponible au fur et à mesurede l'arrivée des sédiments. Ainsi, le dépocentre de la partie Nord du graben se trouvejuste à l'aplomb de l'exutoire du Main dans la plaine, sans que l'on observe en surfaceun cône aussi considérable. Cependant, pour simplifier le modèle nous n'avons paspris en compte directement ce paramètre dans le programme.

Finalement la plaine subside à une vitesse de 0,06 mm/an au maximum parrapport au niveau de la mer actuel, avec des variations locales notables (Illustration 6).Nous n'avons pas pris en compte l'évolution de l'activité des failles au cours du temps,que ce soit pour les chevauchements du Sundgau (pas de formation en séquence duprisme d'accrétion vers le nord), ou pour les failles bordières (pas de transfert de ladéformation d'une faille à l'autre). Nous supposons que les failles actives seconcentrent dans la plaine et non dans les épaulements du graben. Les sommets desmassifs proches de la plaine se soulèvent à une vitesse +0,11 mm/an au maximum, lesoulèvement diminuant progressivement sur leurs versants externes. Le plis duSundgau se soulèvent de +0,05 mm/an à +0,08mm/an avec un maximum au sud auniveau du pli de Ferrette avec +0,12mm/an. La région de Belfort, elle, remonte de +0mm/an à +0,8 mm/an.

Les mouvements horizontaux, en particulier le décrochement sénestre desVosges par rapport à la Forêt Noire, sont négligés.



Soulèvement ousubsidence en :

m. M A - 1

Failles bordières généralementnormales prises en compte

Chevauchement, plis, ettailles transformantes duSundgau

Chevauchement duplis deFerrette

Piiiicipale ride salifcrc duBassin Potassique Alsacien

Illustration 6 - Grille des mouvements verticaux « standards ». Cette grille a été construite àpartir d'un schéma structural simplifié de la région. L intensité des mouvements verticaux est

donnée par rapport au niveau de la mer actuel.

5.3. FLUX DE SORTIE, NIVEAUX DE BASE ET NIVEAUX DEREFERENCE

5.3.1. Le flux de sortie :

-> « Flux libre » à l'ouest et à l'est pour permettre aux rivières des Vosges et dela Forêt Noire de sortir de la zone d'étude.

-> « Flux nul » au nord et au sud pour empêcher l'érosion des massifs dans cesdirections. En réalité, pour permettre l'écoulement du Rhin et de ses affluents, toute labordure nord située dans la plaine est soumise au régime « Flux libre ». A u sud, seulescinq mailles frontières sont soumises au régime « Flux libre » pour contraindre lesrivières à sortir dans le coin sud-ouest de la zone d'étude au niveau de la vallée duDoubs (l'incision de cette vallée dans le plateau jurassien semble très ancienne).

5.3.2. Le niveau de base et niveau de référence:

-> Le niveau de base est fixé dans la plupart des cas entre 300 et 700m pourempêcher l'incision « artificielle » des vallées montagneuses sur íes bords.

-> Pour le seuil de Belfort au Sud et pour la plaine d'Alsace au Nord, le niveaude base peut évoluer librement. Pour le premier pas de temps nous avons imposé unniveau à peine inférieur à l'altitude des bords (158m au sud et 198m au nord). Nousn'avons pas choisi le niveau de la mer c o m m e référence, mais l'altitude de la plaine dela Bresse à 160 K m de l'exutoire sud (distance de référence sud) et l'altitude de



l'extrême Nord du Graben Rhénan Supérieur à 170 Km de l'exutoire nord (distance deréférence nord). Nous considérons que l'altitude de ces dépressions intracontinentalesconditionne l'évolution morphologique des bassins amont. Ce choix nous expose à unemauvaise estimation de l'altitude de ces bassins au cours du temps. Nous assumonsque l'altitude de référence au nord est restée stable au cours du temps vers 90m audessus du niveau de la mer actuel, en dépit du soulèvement quaternaire rapide duMassif Schisteux Rhénan (...m en 1 MA). En revanche l'altitude de référence au sud abeaucoup augmenté au Quaternaire. On sait par exemple qu'à la fin du Pliocène toutela vallée du Rhône était inondée et formait une immense ria. La Bresse était alors unerégion côtière dont l'altitude a pu se situer autour de 80 m au dessus du niveau de lamer actuel. Actuellement la confluence du Doubs et de la Saône dans la plaine de laBresse se situe à 180 m d'altitude, et 130 km plus au sud la confluence de la Saône etdu Rhône se trouve encore à 160 m d'altitude. La remontée de l'altitude de la Bressedépend visiblement des variations du cours du Rhône, résultant elles-mêmes del'activité tectonique en aval de Lyon et de l'accumulation considérable sur plusieurscentaines de mètres de sédiments fluvioglaciaires Quaternaires à la sortie des Alpes.

5.4. CALIBRATION DES PARAMETRES DES LOIS D'EROSION ET DETRANSPORT

La calibration des paramètres des lois d'érosion et de transport (formules 4, 5,6, 7, 8) dépend de la nature de la roche : sédiment ou substratum. Ces paramètres nepourront donc pas refléter la diversité des propriétés mécaniques réelles des rochessur le modèle. Ces paramètres sont répertoriés dans l'Illustration 7 avec les équationsdans lesquels ils interviennent.

Le paramètre CBRI (substratum) est mal connu ; nous nous sommes basés surdes travaux antérieurs et nous avons choisi les valeurs moyennes proposées parStock et Mongomery. Par contre MQTL2, et NSL2 sont bien contraints et prédits parles lois mécaniques comme l'ont montré Whipple et Tucker [ 59 ].

Nous avons recalculé CF, MQTL1, et NSL1 (paramètres liés aux sédiments) ennous basant sur la loi empiriques proposées Meyer-Peter et Mliller en 1948 pourles graviers. Gary PARKER et al (1998) ont proposé une méthode pour intégrer cetteloi sur une maille. La loi de Meyer-Peter et Müller paraît particulièrement adaptédans notre cas car les sédiments Quaternaires sont essentiellement constitués degraviers calcaires, depuis les Cailloutis du Sundgau jusqu'aux terrasses alluvialesrhénanes Wûrm.

Enfin pour la calibration des coefficients de diffusion et l'estimation des pentescritiques nous avons utilisé les valeurs extrêmes issues de l'analyse de la dégradationdes escarpements par Hanks [ 28 ].



l'extrême Nord du Graben Rhénan Supérieur à 170 Km de l'exutoire nord (distance deréférence nord). Nous considérons que l'altitude de ces dépressions intracontinentalesconditionne l'évolution morphologique des bassins amont. Ce choix nous expose à unemauvaise estimation de l'altitude de ces bassins au cours du temps. Nous assumonsque l'altitude de référence au nord est restée stable au cours du temps vers 90m audessus du niveau de la mer actuel, en dépit du soulèvement quaternaire rapide duMassif Schisteux Rhénan (...m en 1 MA). En revanche l'altitude de référence au sud abeaucoup augmenté au Quaternaire. On sait par exemple qu'à la fin du Pliocène toutela vallée du Rhône était inondée et formait une immense ria. La Bresse était alors unerégion côtière dont l'altitude a pu se situer autour de 80 m au dessus du niveau de lamer actuel. Actuellement la confluence du Doubs et de la Saône dans la plaine de laBresse se situe à 180 m d'altitude, et 130 km plus au sud la confluence de la Saône etdu Rhône se trouve encore à 160 m d'altitude. La remontée de l'altitude de la Bressedépend visiblement des variations du cours du Rhône, résultant elles-mêmes del'activité tectonique en aval de Lyon et de l'accumulation considérable sur plusieurscentaines de mètres de sédiments fluvioglaciaires Quaternaires à la sortie des Alpes.

5.4. CALIBRATION DES PARAMETRES DES LOIS D'EROSION ET DETRANSPORT

La calibration des paramètres des lois d'érosion et de transport (formules 4, 5,6, 7, 8) dépend de la nature de la roche : sédiment ou substratum. Ces paramètres nepourront donc pas refléter la diversité des propriétés mécaniques réelles des rochessur le modèle. Ces paramètres sont répertoriés dans l'Illustration 7 avec les équationsdans lesquels ils interviennent.

Le paramètre CBRI (substratum) est mal connu ; nous nous sommes basés surdes travaux antérieurs et nous avons choisi les valeurs moyennes proposées parStock et Mongomery. Par contre MQTL2, et NSL2 sont bien contraints et prédits parles lois mécaniques comme l'ont montré Whipple et Tucker [ 59 ].

Nous avons recalculé CF, MQTL1, et NSL1 (paramètres liés aux sédiments) ennous basant sur la loi empiriques proposées Meyer-Peter et Mliller en 1948 pourles graviers. Gary PARKER et al (1998) ont proposé une méthode pour intégrer cetteloi sur une maille. La loi de Meyer-Peter et Müller paraît particulièrement adaptédans notre cas car les sédiments Quaternaires sont essentiellement constitués degraviers calcaires, depuis les Cailloutis du Sundgau jusqu'aux terrasses alluvialesrhénanes Wûrm.

Enfin pour la calibration des coefficients de diffusion et l'estimation des pentescritiques nous avons utilisé les valeurs extrêmes issues de l'analyse de la dégradationdes escarpements par Hanks [ 28 ].



Type de lithologie

Sédiments

Substratum

Formuleconcernée

4

5,8

4

6,7,8

Nom du paramètre

Sc'= pente critique

K= coefficient de diffusion

CF = coefficient d'érosion dusubstratum

MQTL1 = exposant pondérant lerôle du débit dans l'incision


Sc'= pente critique


CBRI = coefficient d'érosion dusubstratum


NSL2 - exposant pondérant lerôle de la pente dans l'incision

Valeur choisie

35»

5*10'^ mlan"'

5*10"^ mlan"^

1

1

80»

5*10'^ mlan"^

^*^0^^ m^an"^

0,5

1

Illustration 7 - Tableau de callibration des paramètres des lois d'érosion et de transport dans lemodèle

5.5. REPARTITION INITIALE DES LITHOLOGIES (SEDIMENT /SUBSTRATUM)

Nous avons choisi dans presque toutes les expériences de négliger tous lesdépôts sédimentaires antérieurs à 2,5MA : l'épaisseur de sédiment initiale est nulle.Les dépôts oligocènes ou miocènes (marnes, conglomérats, molasses, carbonates,évaporites) qui affleuraient à l'époque dans toute la plaine sont traités comme dusubstratum.

36 BRGM/RP-54885-FR - Rapport final, d'avancement ou Intermédiaire


Type de lithologie

Sédiments

Substratum

Formuleconcernée

4

5,8

4

6,7,8

Nom du paramètre

Sc'= pente critique


CF = coefficient d'érosion dusubstratum



Sc'= pente critique


CBRI = coefficient d'érosion dusubstratum


NSL2 - exposant pondérant lerôle de la pente dans l'incision

Valeur choisie

35»

5*10'^ mlan"'

5*10"^ mlan"^

1

1

80»

5*10'^ mlan"^

^*^0^^ m^an"^

0,5

1

Illustration 7 - Tableau de callibration des paramètres des lois d'érosion et de transport dans lemodèle

5.5. REPARTITION INITIALE DES LITHOLOGIES (SEDIMENT /SUBSTRATUM)

Nous avons choisi dans presque toutes les expériences de négliger tous lesdépôts sédimentaires antérieurs à 2,5MA : l'épaisseur de sédiment initiale est nulle.Les dépôts oligocènes ou miocènes (marnes, conglomérats, molasses, carbonates,évaporites) qui affleuraient à l'époque dans toute la plaine sont traités comme dusubstratum.

36 BRGM/RP-54885-FR - Rapport final, d'avancement ou Intermédiaire


5.6. RECONSTITUTION DES VARIATIONS CLIMATIQUESQUATERNAIRES ET LEURS IMPLICATIONS

Au Quaternaire le climat européen a connu des variations rapides de forteamplitude, des températures moyennes, des précipitations, ou des écarts saisonniers.Dans la région, données palynologiques, pédologiques et minéralogiques indiquentdes oscillations assez régulières entre un climat tempéré chaud humide et un climat dedésert polaire.

La transition entre le Pliocène doux et humide et les premiers cycles glaciairesest mal connue, même si la plupart des auteurs la situent vers 2,5 MA. Les indices sontrares en Europe car tous les dépôts ont été remaniés lors des glaciations récentes lesplus fortes (comme pendant le Riss il y a 500 000 à 200 000 ans). Dans le Bassin duDanube (Bavière) où l'activité tectonique récente est plus simple que dans le GrabenRhénan, on a pu dénombrer depuis 2,5 MA cinq systèmes de terrasses Biber, quatresystèmes de tentasses Donau, le complexe Gûnz, le complexe Mindel, le complexeRiss, et le complexe Wûrm, et donc peut-être 13 cycles glaciaires majeurs au total [ 4]. Les meilleures données proviennent cependant de l'étude des dépôts marins degrand fond et surtout des séries lssiques chinoises. G. Kukla et V. Cilek [ 35 ]dénombrent ainsi 10 cycles du 1 ^' ordre (mégacycles glaciaires) depuis 2,5 Ma, chacundurant environ 200 000 à 340 000 ans. Indéniablement les cycles n'ont pas les mêmescaractéristiques, ni la même intensité, ni le même impact à l'échelle planétaire, à causedes variations du forçage astronomique, géodynamique, et océanographique. Il sembleégalement que les plus anciennes glaciations (Biber) furent plus faibles [ 4 ].

Ces mégacycles sont divisés en cycles d'ordre inférieur. Ainsi les deuxmégacycles Wûrm et Riss {^^ ordre) englobent deux phases de glaciationsuccessives interrompues par deux interglaciaires assez stables, qui correspondent àdeux cycles de 2"*^ ordre [ 27 ]. Par exemple le mégacycle Wûrmien qui n'est toujourspas terminé a commencé par la glaciation saaiienne (de 200 000 - 120 000 ans) puisl'interglaciaire eemien (de 120 000 - 110 000 ans), et s'est poursuivi ensuite par laglaciation weichselienne (de 110 000 - 10 000 ans), puis l'interglaciaire holocène (de10 000 - actuel). Au moins pour les cycles de 2"" ordre les plus récents, on peutfacilement établir des corrélations : (i) les interglaciaires durent à peu près 10000 ans ;

(II) les variations climatiques sont fortes et fréquentes même pendant une phase deglaciation ; (m) on distingue plusieurs phases d'avancée et de retrait des glaciers plusou moins importantes ; (iv) plusieurs niveaux de paléosols et plusieurs niveauxcryoturbés se succèdent ; (v) et apparemment la glaciation s'intensifie progressivementpar à-coups, tandis qu'elle s'achève très rapidement. En particulier grâce auxsédiments lacustres du Velay [ 27 ], qui ont enregistré jusqu'à quatre phases deglaciations et cinq interglaciaires en 450 000 ans (depuis le début du Riss), on a pureconstituer le modèle type du cycle de 2"^ ordre en Europe de l'Ouest [ 16 ]:

1. « Eariy Glacial » (durée 50000 ans): de plus en plus froid avec desoscillations rapides, humide par moment

2. « Lower Pleniglacial » (durée 15 000 ans) : très froid et sec3. « Middle Glacial » (durée 30000 ans) : froid et plutôt sec, plus stable4. « Upper Pleniglacial» ou Late Glacial Maximum pour le Wûrm (LGM) (durée

1 5000ans) : très froid et très sec



5.6. RECONSTITUTION DES VARIATIONS CLIMATIQUESQUATERNAIRES ET LEURS IMPLICATIONS

Au Quaternaire le climat européen a connu des variations rapides de forteamplitude, des températures moyennes, des précipitations, ou des écarts saisonniers.Dans la région, données palynologiques, pédologiques et minéralogiques indiquentdes oscillations assez régulières entre un climat tempéré chaud humide et un climat dedésert polaire.

La transition entre le Pliocène doux et humide et les premiers cycles glaciairesest mal connue, même si la plupart des auteurs la situent vers 2,5 MA. Les indices sontrares en Europe car tous les dépôts ont été remaniés lors des glaciations récentes lesplus fortes (comme pendant le Riss il y a 500 000 à 200 000 ans). Dans le Bassin duDanube (Bavière) où l'activité tectonique récente est plus simple que dans le GrabenRhénan, on a pu dénombrer depuis 2,5 MA cinq systèmes de terrasses Biber, quatresystèmes de tentasses Donau, le complexe Gûnz, le complexe Mindel, le complexeRiss, et le complexe Wûrm, et donc peut-être 13 cycles glaciaires majeurs au total [ 4]. Les meilleures données proviennent cependant de l'étude des dépôts marins degrand fond et surtout des séries lssiques chinoises. G. Kukla et V. Cilek [ 35 ]dénombrent ainsi 10 cycles du 1 ^' ordre (mégacycles glaciaires) depuis 2,5 Ma, chacundurant environ 200 000 à 340 000 ans. Indéniablement les cycles n'ont pas les mêmescaractéristiques, ni la même intensité, ni le même impact à l'échelle planétaire, à causedes variations du forçage astronomique, géodynamique, et océanographique. Il sembleégalement que les plus anciennes glaciations (Biber) furent plus faibles [ 4 ].

Ces mégacycles sont divisés en cycles d'ordre inférieur. Ainsi les deuxmégacycles Wûrm et Riss {^^ ordre) englobent deux phases de glaciationsuccessives interrompues par deux interglaciaires assez stables, qui correspondent àdeux cycles de 2"*^ ordre [ 27 ]. Par exemple le mégacycle Wûrmien qui n'est toujourspas terminé a commencé par la glaciation saaiienne (de 200 000 - 120 000 ans) puisl'interglaciaire eemien (de 120 000 - 110 000 ans), et s'est poursuivi ensuite par laglaciation weichselienne (de 110 000 - 10 000 ans), puis l'interglaciaire holocène (de10 000 - actuel). Au moins pour les cycles de 2"" ordre les plus récents, on peutfacilement établir des corrélations : (i) les interglaciaires durent à peu près 10000 ans ;

(II) les variations climatiques sont fortes et fréquentes même pendant une phase deglaciation ; (m) on distingue plusieurs phases d'avancée et de retrait des glaciers plusou moins importantes ; (iv) plusieurs niveaux de paléosols et plusieurs niveauxcryoturbés se succèdent ; (v) et apparemment la glaciation s'intensifie progressivementpar à-coups, tandis qu'elle s'achève très rapidement. En particulier grâce auxsédiments lacustres du Velay [ 27 ], qui ont enregistré jusqu'à quatre phases deglaciations et cinq interglaciaires en 450 000 ans (depuis le début du Riss), on a pureconstituer le modèle type du cycle de 2"^ ordre en Europe de l'Ouest [ 16 ]:

1. « Eariy Glacial » (durée 50000 ans): de plus en plus froid avec desoscillations rapides, humide par moment

2. « Lower Pleniglacial » (durée 15 000 ans) : très froid et sec3. « Middle Glacial » (durée 30000 ans) : froid et plutôt sec, plus stable4. « Upper Pleniglacial» ou Late Glacial Maximum pour le Wûrm (LGM) (durée

1 5000ans) : très froid et très sec



5. « Interglacial » ou Holocène pour le Wûrm (durée lOOOOans) [ 6 ] : doux ethumide, stable

Nous n'allons pas rentrer dans le détail des variations inférieures à lOOOOans. Enréalité on ne dénombre pas moins de 13 périodes tempérées intermédiaires dans lecycle de 2"^ ordre le plus récent [ 27 ]. L'importance de ces oscillations hautefréquence sur l'évolution du paysage est difficile à cerner en raison de la mauvaisecontrainte du temps de réponse de l'environnement en fonction du contexte local. Parsouci de simplicité, nous avons choisi de calquer tous les cycles quaternaires sur lemodèle du dernier cycle de 2"^ ordre (la dernière phase glaciaire du Wûrm est lamieux décrite). Nos cycles durent donc 120 000 ans et aucune instabilité n'a étéintroduite d'un cycle à l'autre.

Quels facteurs climatiques pourraient intervenir dans notre modèle ? Tous lesparamètres paléo climatiques que nous allons évoquer sont soumis à de fortesincertitudes. Nous voulons étudier en première approximation l'impact direct du climatsur l'évolution des flux d'eau et de sédiment sur notre modèle.

Remarque

Tous les auteurs ne s'accordent pas sur la date de passage d'un cycle de V ordre àun autre. Par exemple Becker-Haumann (2001) situe le passage du Riss au Wûrm il ya 120 000 ans entre le Saaiien et l'Eemien.

5.6.1 . Pluviométrie et température

Certains modèles numériques tentent de reconstituer l'évolution récente duclimat, [ 32 ] mais les études palynologiques fournissent les renseignements les plusprécis au moins à l'échelle de notre étude. Les méthodes récentes se basent sur lesconditions extrêmes que chaque taxon peut supporter (températures absolues, écartsde températures, pluviométrie et stress hydrique...) [ 15 ]. Ces méthodes statistiquessemblent très efficaces pour estimer les paléo-températures (coefficient de corrélationà 0,9), mais beaucoup moins fiables pour la pluviométrie (coefficient de corrélation à0,5), surtout parce que la végétation d'un site dépend plus de l'humidité du sol tout aulong de l'année que de l'intensité annuelle des précipitations [ 15 ].

L'un des sites les plus célèbres en France est la tourbière de la Grande Piledans le sud des Vosges près de la zone d'étude [ 15 ], où l'enregistrementpalynologique remonte jusqu'à 140 OOOans. La pluviométrie annuelle moyenne de larégion est passée de 1200 mm pendant les interglaciaires, à 800 ou 1000 mm pendantles épisodes tempérés intermédiaires, et à 400 mm pendant la plus grande partie duMiddle Glacial et du LGM. La marge d'erreur est de +/- 300mm pour ces données. Latempérature moyenne annuelle suit une évolution presque parallèle passant de + 10°Cactuellement à -7°C au Younger Dryas (à la fin du LGM). Quelques courtes périodesavec un climat à la fois frais et humide se produisirent à plusieurs reprises, enparticulier à certains moments du Lower Pleniglacial. L'amplitude des températures aégalement varié, elle a atteint des valeurs extrêmes pendant le LGM et surtout le



5. « Interglacial » ou Holocène pour le Wûrm (durée lOOOOans) [ 6 ] : doux ethumide, stable

Nous n'allons pas rentrer dans le détail des variations inférieures à lOOOOans. Enréalité on ne dénombre pas moins de 13 périodes tempérées intermédiaires dans lecycle de 2"^ ordre le plus récent [ 27 ]. L'importance de ces oscillations hautefréquence sur l'évolution du paysage est difficile à cerner en raison de la mauvaisecontrainte du temps de réponse de l'environnement en fonction du contexte local. Parsouci de simplicité, nous avons choisi de calquer tous les cycles quaternaires sur lemodèle du dernier cycle de 2"^ ordre (la dernière phase glaciaire du Wûrm est lamieux décrite). Nos cycles durent donc 120 000 ans et aucune instabilité n'a étéintroduite d'un cycle à l'autre.

Quels facteurs climatiques pourraient intervenir dans notre modèle ? Tous lesparamètres paléo climatiques que nous allons évoquer sont soumis à de fortesincertitudes. Nous voulons étudier en première approximation l'impact direct du climatsur l'évolution des flux d'eau et de sédiment sur notre modèle.

Remarque

Tous les auteurs ne s'accordent pas sur la date de passage d'un cycle de V ordre àun autre. Par exemple Becker-Haumann (2001) situe le passage du Riss au Wûrm il ya 120 000 ans entre le Saaiien et l'Eemien.

5.6.1 . Pluviométrie et température

Certains modèles numériques tentent de reconstituer l'évolution récente duclimat, [ 32 ] mais les études palynologiques fournissent les renseignements les plusprécis au moins à l'échelle de notre étude. Les méthodes récentes se basent sur lesconditions extrêmes que chaque taxon peut supporter (températures absolues, écartsde températures, pluviométrie et stress hydrique...) [ 15 ]. Ces méthodes statistiquessemblent très efficaces pour estimer les paléo-températures (coefficient de corrélationà 0,9), mais beaucoup moins fiables pour la pluviométrie (coefficient de corrélation à0,5), surtout parce que la végétation d'un site dépend plus de l'humidité du sol tout aulong de l'année que de l'intensité annuelle des précipitations [ 15 ].

L'un des sites les plus célèbres en France est la tourbière de la Grande Piledans le sud des Vosges près de la zone d'étude [ 15 ], où l'enregistrementpalynologique remonte jusqu'à 140 OOOans. La pluviométrie annuelle moyenne de larégion est passée de 1200 mm pendant les interglaciaires, à 800 ou 1000 mm pendantles épisodes tempérés intermédiaires, et à 400 mm pendant la plus grande partie duMiddle Glacial et du LGM. La marge d'erreur est de +/- 300mm pour ces données. Latempérature moyenne annuelle suit une évolution presque parallèle passant de + 10°Cactuellement à -7°C au Younger Dryas (à la fin du LGM). Quelques courtes périodesavec un climat à la fois frais et humide se produisirent à plusieurs reprises, enparticulier à certains moments du Lower Pleniglacial. L'amplitude des températures aégalement varié, elle a atteint des valeurs extrêmes pendant le LGM et surtout le



Younger Dryas. Finalement la continentalité du climat s'est fortement accrue (fortsécarts saisonniers des températures, pluviométrie maximale en été).

D'une région à l'autre le climat a pu évoluer de façon sensiblement différente.L'enregistrement climatique sur le site des Echets au sud du Jura diffère sensiblementde celui de la Grande Pile [ 15 ]. La circulation générale atmosphérique a étébouleversée à plusieurs reprises pendant la dernière glaciation [ 32 ] [ 16 ], conduisantà des variations diachroniques, voire divergentes d'un point à l'autre du continenteuropéen (surtout en ce qui concerne la pluviométrie). Il semble que la propagationvers le sud de la banquise sur l'Atlantique Est surtout pendant le LGM ait dévié latrajectoire des perturbations (Polar Front Jet Stream) et généré un courant de sud surl'Europe centrale à travers les Alpes [ 16 ]. L'effet de foehn résultant aurait augmenté lapluviométrie sur les Alpes italiennes et asséché le versant nord du massif où se trouvela zone d'étude. Cette hypothèse est assez bien contrainte par la migration vers le Suddu dôme de glace alpin, par la migration vers le sud-est du dôme de glace Scandinave,et par la différence d'activité entre les glaciers italiens et suisses [ 16 ].

5.6.2. Pluie efficace, évapotranspiration, et circulation d'eausouterraine

La pluie efficace correspond au volume d'eau disponible pour le ruissellement,c'est à dire au volume d'eau qui participe aux processus d'érosion et de transport [ 60]

(Eau disponible pour le ruissellement) =

(Pluviométrie) - (Evapotranspiration) - (Infiltration)

Le paramètre « pluie efficace » est introduit dans APERO sous le nom de« pluviométrie ».

Nous négligeons l'importance des volumes d'eau infiltrés dans le sol pendantles précipitations et sous le lit des rivières. En réalité l'aquifère de la plaine rhénane aune extension considérable et des débits tels qu'elle peut alimenter des sitesindustriels (réserves exploitables de 8*10^ m ^an"^). Cependant au Wûrm, le pergélisolcontinu ou discontinu a rendu le sol totalement imperméable pendant de longuespériodes [ 7 ] . Nous ignorons également dans ce modèle l'évaporation à la surface desrivières et des lacs.

La prise en compte de révapotransoiration est le seul moyen détourné dontnous disposons actuellement pour simuler l'un des effet de l'évolution de la végétationau cours du temps. L'évapotranspiration augmente avec la hausse des températures,l'extension du couvert végétal et l'activité des végétaux [ 6 ], et bien sûr le volumed'eau disponible. Elle varie énormément d'une saison à l'autre. Dans certaines régionschaudes l'évapotranspiration atteint de telle proportions que le volume d'eau disponiblepour le ruissellement est nul (c'est presque le cas au centre de la plaine d'alsaceactuellement) [ 60 ]. En revanche dans les régions polaires elle se rapproche de zéro.



Younger Dryas. Finalement la continentalité du climat s'est fortement accrue (fortsécarts saisonniers des températures, pluviométrie maximale en été).

D'une région à l'autre le climat a pu évoluer de façon sensiblement différente.L'enregistrement climatique sur le site des Echets au sud du Jura diffère sensiblementde celui de la Grande Pile [ 15 ]. La circulation générale atmosphérique a étébouleversée à plusieurs reprises pendant la dernière glaciation [ 32 ] [ 16 ], conduisantà des variations diachroniques, voire divergentes d'un point à l'autre du continenteuropéen (surtout en ce qui concerne la pluviométrie). Il semble que la propagationvers le sud de la banquise sur l'Atlantique Est surtout pendant le LGM ait dévié latrajectoire des perturbations (Polar Front Jet Stream) et généré un courant de sud surl'Europe centrale à travers les Alpes [ 16 ]. L'effet de foehn résultant aurait augmenté lapluviométrie sur les Alpes italiennes et asséché le versant nord du massif où se trouvela zone d'étude. Cette hypothèse est assez bien contrainte par la migration vers le Suddu dôme de glace alpin, par la migration vers le sud-est du dôme de glace Scandinave,et par la différence d'activité entre les glaciers italiens et suisses [ 16 ].

5.6.2. Pluie efficace, évapotranspiration, et circulation d'eausouterraine

La pluie efficace correspond au volume d'eau disponible pour le ruissellement,c'est à dire au volume d'eau qui participe aux processus d'érosion et de transport [ 60]

(Eau disponible pour le ruissellement) =

(Pluviométrie) - (Evapotranspiration) - (Infiltration)

Le paramètre « pluie efficace » est introduit dans APERO sous le nom de« pluviométrie ».

Nous négligeons l'importance des volumes d'eau infiltrés dans le sol pendantles précipitations et sous le lit des rivières. En réalité l'aquifère de la plaine rhénane aune extension considérable et des débits tels qu'elle peut alimenter des sitesindustriels (réserves exploitables de 8*10^ m ^an"^). Cependant au Wûrm, le pergélisolcontinu ou discontinu a rendu le sol totalement imperméable pendant de longuespériodes [ 7 ] . Nous ignorons également dans ce modèle l'évaporation à la surface desrivières et des lacs.

La prise en compte de révapotransoiration est le seul moyen détourné dontnous disposons actuellement pour simuler l'un des effet de l'évolution de la végétationau cours du temps. L'évapotranspiration augmente avec la hausse des températures,l'extension du couvert végétal et l'activité des végétaux [ 6 ], et bien sûr le volumed'eau disponible. Elle varie énormément d'une saison à l'autre. Dans certaines régionschaudes l'évapotranspiration atteint de telle proportions que le volume d'eau disponiblepour le ruissellement est nul (c'est presque le cas au centre de la plaine d'alsaceactuellement) [ 60 ]. En revanche dans les régions polaires elle se rapproche de zéro.



dans ce cas toute l'eau de pluie ruisselle et participe aux processus d'érosion, d'autantplus que les sols gelés sont imperméables et saturés d'eau en surface.

Ainsi, ce n'est pas parce que la pluviométrie a été multipliée par cinq entre leLGM et l'HoIocène que la pluviométrie efficace et le taux d'érosion résultant ont étémultiplié par cinq égalemenL Au contraire la plupart des modèles montrent uneévolution complexe de la pluviométrie efficace, voire même une augmentation pendantles glaciations, surtout quand les changements climatiques sont trop rapides pourlaisser le temps à la végétation de s'adapter [ 6 ], [ 40 ]. A notre échelle de temps nousne tiendrons pas vraiment compte de ces oscillations. Il existe une méthode pourcalculer l'évapotranspiration en fonction des paramètres climatiques [ 6 ], mais nousavons préféré rester empiriques à cause de la forte incertitude sur les données enentrée. Finalement la pluviométrie efficace entrée dans le modèle varie assez peu,diminuant simplement jusqu'à -30% pendant les périodes particulièrement sèches,tandis que les précipitations ont pu diminuer de -80%.

Les données actuelles de pluviométrie efficace que nous avons rentrées dansle modèle pour la partie Française proviennent d'un rapport du BRGM pour le ministère[ 60 ]. Ces données pont simplement été simplifiées. Nous avons extrapolé pour lapartie allemande en nous basant sur les données de pluviométrie d'un site Internetallemand [63]

5.6.3. Débits d'entrée du Rhin et de l'Aar

Le problème posé par les éventuelles fluctuations des débits d'entrée est biensûr assez proche de celui posé par la pluviométrie et la pluviométrie efficace, mais àplus grande échelle. La pluviométrie passée des bassins versants du Rhin et de l'Aarest difficile à quantifier car ces bassins couvrent des zones climatiques variées qui ontpu connaître des évolutions divergentes pendant la glaciation en relation avec leschangements de la circulation atmosphérique générale [ 16 ].

Il faut également tenir compte de la dynamique des glaciers alpins. Pendant lesdeux maximums glaciaires Wûrm, le glacier du Rhin débordait au niveau du Lac deConstance sur le bassin du Danube tandis que le glacier du Rhône s'étalait sur le suddu Plateau Suisse et une partie du bassin de l'Aar. Nous avons décidé arbitrairementque pendant ces périodes 25% des flux échappaient au bassin versant du Rhin, tandisque les flux provenant du bassin versant de l'Aar augmentaient de 25%.

Finalement nous avons pris le débit moyen annuel actuel du Rhin et de l'Aar àleur confluence comme débits d'entrée dans le modèle, soit 500m^/s et 500m^/s. Ledébit de l'Aar peut varier de +25% à -10% (variations climatiques, fonte des glaciers,capture d'une partie du flux provenant du Rhône) et celui du Rhin de +10% à -25%(variations climatiques, fonte des glaciers, capture d'une partie du flux par le Danube).



dans ce cas toute l'eau de pluie ruisselle et participe aux processus d'érosion, d'autantplus que les sols gelés sont imperméables et saturés d'eau en surface.

Ainsi, ce n'est pas parce que la pluviométrie a été multipliée par cinq entre leLGM et l'HoIocène que la pluviométrie efficace et le taux d'érosion résultant ont étémultiplié par cinq égalemenL Au contraire la plupart des modèles montrent uneévolution complexe de la pluviométrie efficace, voire même une augmentation pendantles glaciations, surtout quand les changements climatiques sont trop rapides pourlaisser le temps à la végétation de s'adapter [ 6 ], [ 40 ]. A notre échelle de temps nousne tiendrons pas vraiment compte de ces oscillations. Il existe une méthode pourcalculer l'évapotranspiration en fonction des paramètres climatiques [ 6 ], mais nousavons préféré rester empiriques à cause de la forte incertitude sur les données enentrée. Finalement la pluviométrie efficace entrée dans le modèle varie assez peu,diminuant simplement jusqu'à -30% pendant les périodes particulièrement sèches,tandis que les précipitations ont pu diminuer de -80%.

Les données actuelles de pluviométrie efficace que nous avons rentrées dansle modèle pour la partie Française proviennent d'un rapport du BRGM pour le ministère[ 60 ]. Ces données pont simplement été simplifiées. Nous avons extrapolé pour lapartie allemande en nous basant sur les données de pluviométrie d'un site Internetallemand [63]

5.6.3. Débits d'entrée du Rhin et de l'Aar

Le problème posé par les éventuelles fluctuations des débits d'entrée est biensûr assez proche de celui posé par la pluviométrie et la pluviométrie efficace, mais àplus grande échelle. La pluviométrie passée des bassins versants du Rhin et de l'Aarest difficile à quantifier car ces bassins couvrent des zones climatiques variées qui ontpu connaître des évolutions divergentes pendant la glaciation en relation avec leschangements de la circulation atmosphérique générale [ 16 ].

Il faut également tenir compte de la dynamique des glaciers alpins. Pendant lesdeux maximums glaciaires Wûrm, le glacier du Rhin débordait au niveau du Lac deConstance sur le bassin du Danube tandis que le glacier du Rhône s'étalait sur le suddu Plateau Suisse et une partie du bassin de l'Aar. Nous avons décidé arbitrairementque pendant ces périodes 25% des flux échappaient au bassin versant du Rhin, tandisque les flux provenant du bassin versant de l'Aar augmentaient de 25%.

Finalement nous avons pris le débit moyen annuel actuel du Rhin et de l'Aar àleur confluence comme débits d'entrée dans le modèle, soit 500m^/s et 500m^/s. Ledébit de l'Aar peut varier de +25% à -10% (variations climatiques, fonte des glaciers,capture d'une partie du flux provenant du Rhône) et celui du Rhin de +10% à -25%(variations climatiques, fonte des glaciers, capture d'une partie du flux par le Danube).



5.6.4. Flux sédimentaires d'entrée liés au Rhin et à l'Aar

Les alternances climatiques, la présence épisodique de glaciers montagneuxgigantesques en amont, et l'existence de nombreux lacs glaciaires périatpins,complexifient considérablement l'étude des flux sédimentaires exportés dans la valléedu Rhin au delà du massif montagneux à l'échelle d'un cycle glaciaire. Le problème nepeut pas se poser de la m ê m e façon si on modélise le bassin du Rhin ou celui de laMeuse par exemple [ 6 ]. Dans ce contexte, l'augmentation de la charge sédimentairen'est pas forcément couplée à l'augmentation des débits. Par exemple, les flux actuelsde sédiments arrivant du Rhin sont quasiment nuls (Illustration 8).

20 ooo a B P (cal.)

Wùrmlan

11 000 a B P (cal.)

- OUer Ptasloceno (Pre-Wûrmiin)1 Ptocone {Soulh Alpin« lakej

17 000 a BP {cal.)

L a w lo PtMJ-fllatMI sedirtwni «Ann« starîedtnentdogical closure o< ih« U M D»sin

L A C = Piège à sédiments

Illustration 8 - Remplissage sédimentaire progressif des vallées alpines surcreusées depuis leL G M , d'après Hinderer (2001). La quasi totalité des sédiments présents dans la vallée sont

postérieurs au L G M , les dépôts antérieurs ont été presque totalement déblayés parle glacier.Contrairement à ce qui se passe en amont du lac, le transfert brutal de sédiments vers l'avaldoit se produire au moment de l'avancée des glaciers et pas au moment de la déglaciation.

Depuis le L G M le Gilbert Delta prograde rapidement dans le lac ; les sédiments provenant de lamontagne sont actuellement intégralement piégés dans le lac flux de sédiment nul à l'entrée du

modèle).

Pendant le L G M , les glaciers alpins s'étalaient en grands lobes sur le plateausuisse jusqu'aux contreforts du Jura sur plus de mille mètres d'épaisseur [ 9 ]. Seul lenord-ouest du plateau à proximité de la zone d'étude est resté libre de glace [ 46 ],mais les glaciers du Riss ou du Günz s'avançaient plus que les glaciers würmiens.Toutes les vallées des Alpes suisses débouchent sur de grands lacs de surcreusementglaciaire avant d'atteindre le Plateau Suisse (Lac de Zurich, Lac de Constance, Lac deLucerne...)- A la fin du max imum glaciaire, les glaciers ont entamé leur retraite versleurs hautes vallées, libérant d'énormes espaces obstrués en aval par une moraine ouun verrou : cette morphologie ressemble beaucoup à celle des fiords norvégiens. Ladate de formation des lacs varie entre 16 000 et 14 000 ans B P , 15 000 ans B P pour le



lac de Constance [ 29 ]. La disparition rapide des glaciers a entraîné une érosioncatastrophique des plaquages morainiques sur les pentes, et le comblement trèsrapide des immenses dépressions glaciaires par des glissements de terrain et surtoutpar la progradation de deltas lacustres (de type Gilbert Delta, Illustration 8) [ 29 ] [ 14 ] [34 ]. Ainsi le paléo-lac de Constance s'étendait après la déglaciation sur presque 140cm de long et 2 à 20 cm kilomètres de large, sa profondeur atteignant localement 500m. Le lac actuel n'excède pas 50 cm de long et 200 m de profondeur ; le delta aavancé de presque 2 cm depuis le siècle dernier. Le volume de sédiments nécessairespour le comblement de la vallée alpine du Rhin depuis la dernière déglaciation s'élèveà 159 km^ On estime à partir de la charge en carbonates des rivières actuelles que levolume d'éléments dissous ayant transité par le lac dans le même laps de temps estde 14 km^ (soit 8% de la charge totale) [ 29 ]. La plus grande partie des sédimentss'est déposée avant l'HoIocène en moins de 5000 ans, le flux de sédiments arrivantdans le lac devait donc dépasser 0,5 m^.s'V

Ces lacs ont piégé tous les sédiments mobilisés dans les Alpes pendant etaprès la déglaciation (soit le LGM et l'HoIocène). Connaissant les aires drainées, onpeut estimer le taux de denudation sur la même période pour chaque bassin versant etpour les Alpes suisses entières en fonction du volume de sédiment piégé [ 29 ] [ 14 ] [34].

N GRAS -> Denudationmoyenne sur la zone

EN italique ^ Flux moyende sédiments (dépend de l'aire

des bassins versants)

Bassin de l'Aar

(Hinderer, 2001) [29]

Rivières : Aar. Kander. Linth.Lutchine, Melchaa. Reuss,Seez

Bassin du Rhin

(Hinderer. 2001) [29]

Rivière : Rhin

Moyenne sur les Alpes

(Hinderer. 2001) [291

Présent

0,13mm.an"'

0,22

mm.an'^

0,125

mm.an'^

LGM

1.7

mm.an"'

2,87

mm.an''

1,76

mm.an''

LGM+Holocène

0,6

mm.an"'

1,01

mm.an'^

0,620

mm.an'^

Quat.

(0-1,8 MA)

Pliocène

(1.8-5.3 MA)



lac de Constance [ 29 ]. La disparition rapide des glaciers a entraîné une érosioncatastrophique des plaquages morainiques sur les pentes, et le comblement trèsrapide des immenses dépressions glaciaires par des glissements de terrain et surtoutpar la progradation de deltas lacustres (de type Gilbert Delta, Illustration 8) [ 29 ] [ 14 ] [34 ]. Ainsi le paléo-lac de Constance s'étendait après la déglaciation sur presque 140cm de long et 2 à 20 cm kilomètres de large, sa profondeur atteignant localement 500m. Le lac actuel n'excède pas 50 cm de long et 200 m de profondeur ; le delta aavancé de presque 2 cm depuis le siècle dernier. Le volume de sédiments nécessairespour le comblement de la vallée alpine du Rhin depuis la dernière déglaciation s'élèveà 159 km^ On estime à partir de la charge en carbonates des rivières actuelles que levolume d'éléments dissous ayant transité par le lac dans le même laps de temps estde 14 km^ (soit 8% de la charge totale) [ 29 ]. La plus grande partie des sédimentss'est déposée avant l'HoIocène en moins de 5000 ans, le flux de sédiments arrivantdans le lac devait donc dépasser 0,5 m^.s'V

Ces lacs ont piégé tous les sédiments mobilisés dans les Alpes pendant etaprès la déglaciation (soit le LGM et l'HoIocène). Connaissant les aires drainées, onpeut estimer le taux de denudation sur la même période pour chaque bassin versant etpour les Alpes suisses entières en fonction du volume de sédiment piégé [ 29 ] [ 14 ] [34].

N GRAS -> Denudationmoyenne sur la zone

EN italique ^ Flux moyende sédiments (dépend de l'aire

des bassins versants)

Bassin de l'Aar

(Hinderer, 2001) [29]

Rivières : Aar. Kander. Linth.Lutchine, Melchaa. Reuss,Seez

Bassin du Rhin

(Hinderer. 2001) [29]

Rivière : Rhin


(Hinderer. 2001) [291

Présent

0,13mm.an"'

0,22

mm.an'^

0,125

mm.an'^

LGM

1.7

mm.an"'

2,87

mm.an''

1,76

mm.an''

LGM+Holocène

0,6

mm.an"'

1,01

mm.an'^

0,620

mm.an'^

Quat.

(0-1,8 MA)

Pliocène

(1.8-5.3 MA)




(Guillaume and Guillaume.1981) [26]


(Kuhlemann, 2000) [ 36 ]

0.41

mm.an'^

0,07

,3 -1m .s

0,39

mm.an'^

0,06

m .s

0,2

mm.an'^

0,035

m .s

0,19

mm.an"^

0,03

m .s

Illustration 9 - Tableau des taux d'incision des Alpes au Quatemaire et au Tertiaire, et fluxsédimentaires dans les bassins de l'Aar et du Rhin. Les valeurs de Hinderer (2001)

proviennent de l'étude des comblements de lacs glaciaires périalpins, celles de Guillaume andGuillaume (1981) sont estimées à panir des volumes excaves dans les vallées alpines, celles

de Kuhlemann (2000) sont calculées à partir des volumes accumulés dans les bassinspérialpins (Méditerranée, Mer Noire, Mer du Nord,...).

Toutes ces données concordent parfaitement, il est normal que la moyenne surle Quaternaire soit inférieure à la moyenne sur la dernière déglaciation. Les glaciersinduisent un délai entre la « production de sédiments » dans la montagne et le« transport de sédiments » vers l'aval dans la vallée. A chaque déglaciation doitcorrespondre un pic de transport de sédiments, mais il semble très difficile de quantifierles volumes mis en jeux dans le passé car le dernier maximum glaciaire il y a 20 0000ans a effacé toutes les traces.

D'autres études à plus petite échelle sur un seul bassin versant ont obtenu desrésultats comparables [ 42 ].




(Guillaume and Guillaume.1981) [26]


(Kuhlemann, 2000) [ 36 ]

0.41

mm.an'^

0,07

,3 -1m .s

0,39

mm.an'^

0,06

m .s

0,2

mm.an'^

0,035

m .s

0,19

mm.an"^

0,03

m .s

Illustration 9 - Tableau des taux d'incision des Alpes au Quatemaire et au Tertiaire, et fluxsédimentaires dans les bassins de l'Aar et du Rhin. Les valeurs de Hinderer (2001)

proviennent de l'étude des comblements de lacs glaciaires périalpins, celles de Guillaume andGuillaume (1981) sont estimées à panir des volumes excaves dans les vallées alpines, celles

de Kuhlemann (2000) sont calculées à partir des volumes accumulés dans les bassinspérialpins (Méditerranée, Mer Noire, Mer du Nord,...).

Toutes ces données concordent parfaitement, il est normal que la moyenne surle Quaternaire soit inférieure à la moyenne sur la dernière déglaciation. Les glaciersinduisent un délai entre la « production de sédiments » dans la montagne et le« transport de sédiments » vers l'aval dans la vallée. A chaque déglaciation doitcorrespondre un pic de transport de sédiments, mais il semble très difficile de quantifierles volumes mis en jeux dans le passé car le dernier maximum glaciaire il y a 20 0000ans a effacé toutes les traces.

D'autres études à plus petite échelle sur un seul bassin versant ont obtenu desrésultats comparables [ 42 ].



Rissian Eemian Early Wûrmian Middle WûrmianLGM\ UtgÇlacial I

Laté W. [Hôlocene

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140

+

1600-

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1000-

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200-

120

i Scandinavia\ _ .

ir,1 O '• Traffeporl olB^"sedimant•1•

-aaffigBProduction oi i W ' sediment•n• MH^A. -'À

100 80 60 40 20

A

V

B

1 ) Meanpost-LGM

2) Mean.Quälern any

Transport > Produclion (= bars)

Sedimentologically closed (= bars)

Illustration 10 - Denudation mécanique des Alpes durant les derniers 140 000 ans. d'aprèsHinderer (2001). (A) Variation de l'extension des glaciers alpins. (B) Production de sédiment

dans les Alpes, et part de ces sédiments transportés de leur source vers les lacs. Les pics detransport correspondent aux déglaciations. Les flèches sont proportionnelles au transfert de

sédiments des lacs et des Alpes vers l'aval. Quand il y a un lac, le système est clos, et il n'y apas de flux de sédiment en aval des lacs (comme actuellement). Globalement il n'y a pas ou

presque d'accumulation de sédiments à l'échelle d'un cycle dans ce système.

Cependant nous ne pouvons pas utiliser directement les flux de sédimentsindiqués dans l'Illustration 9 : ces données sont valables pour le cours des rivières enamont des lacs glaciaires. En aval le flux de sédiments doit être maximal quand leglacier s'installe et qu'il déblaie les sédiments accumulés dans la vallée pendant leprécédent interglaciaire (Illustration 8, Illustration 10). Dans le cas du Rhin, lessédiments LGM et holocènes reposent souvent directement sur le substratum, lessédiments plus anciens {saaliens) ont dû être évacués au début du LowerPleniglaciai. Finalement le pic du flux sédimentatre arrivant sur notre zone d'étudedans le Graben Rhénan doit être plus étalé et surtout beaucoup plus précoce que celuicalculé par Hinderer (2001). Pour le calculer nous nous s o m m e s basés sur lesvolumes de sédiments disponibles, en prenant soin de respecter le flux moyen desédiments au Quaternaire (autour de 0,06 m3 .s"1) sur la durée d'un cycle glaciaire,



5.6.5. La saisonnalité

Dans toutes nos expériences, le pas de temps minimum est fixé à deux anspour limiter les temps de calcul, ce qui nous empêche de simuler la forte instabilitésaisonnière des rivières des régions froides [ 6 ]. Dans ce contexte toutes lesprécipitations hivernales sont piégées sous forme de neige. La débâcle printanièrebrutale génère des crues très impressionnantes par rapport aux étiages hivernaux,comme c'est encore le cas aujourd'hui dans les régions boréales et en montagne.Dans le cas du Rhin, actuellement, le rapport entre les débits moyens des hautes eauxde Juin-Juillet (1800 m3/s en Alsace) et des basses eaux de Novembre (400 m3/s enmoyenne en Alsace) atteint déjà 4,5 grâce à la fonte des neiges et des glaciersrésiduels (régime nival). Ce phénomène devait encore être accentué pendant lesglaciations à cause de la forte continentalité du climat (accentuation des contrastessaisonniers) et de la fonte estivale de l'immense glacier alpin au moment de l'année oùles précipitations étaient les plus fortes. L'essentiel du flux d'eau et de sédimentsdevait transiter vers l'aval en une seule saison !

L'existence de « seuil » dans les lois d'érosion (capacité de transportbrutalement accrue au delà d'un certain débit d'eau) a été démontrée dans denombreuses circonstances . Les rivières transportent souvent l'essentiel de leur chargesédimentaire pendant leurs crues. En négligeant la saisonnalité, on limite l'influence deces seuils sur le transport alluvial, et on sous-estime la capacité de transport desrivières. Dans la mesure où ces seuils d'érosion sont mal connus, ils constitueraientune inconnue supplémentaire. Nous considérons qu'ils sont toujours dépassés dansnotre cas. Puisque dans notre modèle les processus d'érosion, de transport et desédimentation sont strictement proportionnels au flux d'eau, introduire une instabilitéhaute fréquence (par exemple un bruit gaussien) sur les volumes d'eau disponibles àchaque pas de temps pour le ruissellement (pluviométrie ou débits d'entrée du Rhin etde l'Aar) n'aurait pas eu d'effet sur le long terme.

5.6.6. Les lss

Les dépôts de loess sont très abondants dans la plaine d'Alsace [ 17 ] [ 35 ],mais leur répartition apparaît très hétérogène, fortement dépendante de la directiondes vents dominants [ 32 ] pendant les glaciations et des accidents de terrain. Parexemple l'épaisseur des loess wurmiens déposés en moins de 100000 ans varie de 0à 30m [61 ] [ 62 ]. On les retrouve surtout en bordure des épaulements du graben,dans le Sundgau [ 21 ], et sur le Kaiserstuhl qu'ils recouvrent presque entièrementjusqu'à 400 m d'altitude. Ils s'accumulent sur les zones plates mais aussi dans defortes pentes. La plaine alluviale est un peu moins riche en loess, l'accumulation departicules éoliennes fines semble difficile dans les zones inondables par le Rhin. Dansles endroits les plus favorables comme le Sundgau on peut identifier des loess d'âgeGûnz sous des loess plus récents et des lits de graviers intermédiaires, mais engénéral les loess altérés et décalcifiés en « lehm » sont indiscernables des autreslimons, et ils se font rapidement éroder entre les phases de dépôt (le fond des valléesdu Sundgau est encombré de loess soliflués). Les loess se sont surtout déposéspendant les phases les plus arides et sans végétation de la glaciation, l'essentiel des



5.6.5. La saisonnalité

Dans toutes nos expériences, le pas de temps minimum est fixé à deux anspour limiter les temps de calcul, ce qui nous empêche de simuler la forte instabilitésaisonnière des rivières des régions froides [ 6 ]. Dans ce contexte toutes lesprécipitations hivernales sont piégées sous forme de neige. La débâcle printanièrebrutale génère des crues très impressionnantes par rapport aux étiages hivernaux,comme c'est encore le cas aujourd'hui dans les régions boréales et en montagne.Dans le cas du Rhin, actuellement, le rapport entre les débits moyens des hautes eauxde Juin-Juillet (1800 m3/s en Alsace) et des basses eaux de Novembre (400 m3/s enmoyenne en Alsace) atteint déjà 4,5 grâce à la fonte des neiges et des glaciersrésiduels (régime nival). Ce phénomène devait encore être accentué pendant lesglaciations à cause de la forte continentalité du climat (accentuation des contrastessaisonniers) et de la fonte estivale de l'immense glacier alpin au moment de l'année oùles précipitations étaient les plus fortes. L'essentiel du flux d'eau et de sédimentsdevait transiter vers l'aval en une seule saison !

L'existence de « seuil » dans les lois d'érosion (capacité de transportbrutalement accrue au delà d'un certain débit d'eau) a été démontrée dans denombreuses circonstances . Les rivières transportent souvent l'essentiel de leur chargesédimentaire pendant leurs crues. En négligeant la saisonnalité, on limite l'influence deces seuils sur le transport alluvial, et on sous-estime la capacité de transport desrivières. Dans la mesure où ces seuils d'érosion sont mal connus, ils constitueraientune inconnue supplémentaire. Nous considérons qu'ils sont toujours dépassés dansnotre cas. Puisque dans notre modèle les processus d'érosion, de transport et desédimentation sont strictement proportionnels au flux d'eau, introduire une instabilitéhaute fréquence (par exemple un bruit gaussien) sur les volumes d'eau disponibles àchaque pas de temps pour le ruissellement (pluviométrie ou débits d'entrée du Rhin etde l'Aar) n'aurait pas eu d'effet sur le long terme.

5.6.6. Les lss

Les dépôts de loess sont très abondants dans la plaine d'Alsace [ 17 ] [ 35 ],mais leur répartition apparaît très hétérogène, fortement dépendante de la directiondes vents dominants [ 32 ] pendant les glaciations et des accidents de terrain. Parexemple l'épaisseur des loess wurmiens déposés en moins de 100000 ans varie de 0à 30m [61 ] [ 62 ]. On les retrouve surtout en bordure des épaulements du graben,dans le Sundgau [ 21 ], et sur le Kaiserstuhl qu'ils recouvrent presque entièrementjusqu'à 400 m d'altitude. Ils s'accumulent sur les zones plates mais aussi dans defortes pentes. La plaine alluviale est un peu moins riche en loess, l'accumulation departicules éoliennes fines semble difficile dans les zones inondables par le Rhin. Dansles endroits les plus favorables comme le Sundgau on peut identifier des loess d'âgeGûnz sous des loess plus récents et des lits de graviers intermédiaires, mais engénéral les loess altérés et décalcifiés en « lehm » sont indiscernables des autreslimons, et ils se font rapidement éroder entre les phases de dépôt (le fond des valléesdu Sundgau est encombré de loess soliflués). Les loess se sont surtout déposéspendant les phases les plus arides et sans végétation de la glaciation, l'essentiel des



loess wurmiens semble même contemporain du LGM (entre 25000 et 15000 ans) [ 33 ]

[61][62].

Dans un premier temps, nous avons choisi de négliger ces dépôts importantsdu Sundgau à cause de leur forte hétérogénéité, du manque d'information sur lesglaciations anciennes, et surtout de l'incertitude sur l'origine de ces loess qui neproviennent pas tous de l'extérieur de la zone d'étude (source extérieure de sédiments): une proportion indéterminée a pour origine le remaniement des nappes alluvialeslocales de la plaine du Rhin (nouvelle répartition des sédiments).

5.6.7. Le type d'écoulement, canalisé ou en tresse

Toutes les études sédimentologiques à travers l'Europe ont démontré que,pendant presque toute la durée de la dernière glaciation, les rivières à méandres(comme actuellement) ont cédé la place à des rivières en tresses [ 13 ] [ 31 ] [ 33 ] [ 40]. L'hydrodynamique de ces deux types de rivières diffère profondément, les premièresayant tendance à inciser (au moins dans un premier temps après la transitionclimatique), les secondes à aggrader et à déposer de grandes nappes de sédimentsplus ou moins homogènes [ 6 ]. Les « Cailloutis du Sundgau » correspondent à ce typede dépôt [ 21 ], les grandes terrasses alluviales de la plaine également. APERO peutprendre en compte de façon simplifiée ces variations si on utilise le mode « multipleflow » plutôt que le mode « steepest descent ».

Remarque :

L'érosion latérale dans les méandres n'est pas modélisée dans APERO.

5.6.8. La végétation et la stabilité des sols

En plus de son rôle dans le processus d'évapotranspiration, la végétation a uneimportance primordiale dans la stabilisation des sols et la régulation desruissellements, et cela de diverses façons [ 47 ]. Les LEM tentent de plus en plus de laprendre en compte plus ou moins directement Son influence dépend du taux decouverture végétal, du type de plantes (arbre, herbe ...), de la répartition des plantessur le sol, de la pédologie, de la pente. Les changements de végétation dépendentessentiellement du climat : taïga, toundra, steppe polaire sèche, prairie, et forêt mixtese sont succédées dans la zone d'étude en 20 000 ans [ 15 ]. Malheureusement nousne prenons pas du tout en compte ce paramètre, ce qui peut poser des problèmespendant les phases de glaciation : certes la pluviométrie efficace peut diminuer un peuà cause de la sécheresse, mais l'absence de couvert végétal permet de maintenir voired'augmenter les taux d'érosion.

5.6.9. Les processus d'altération, la cryoturbation et la stabilité dessols

Lors de la transition d'un climat tempéré à un climat périglaciaire, l'altérationchimique diminue fortement mais l'altération mécanique prend le relais et déstabilise



loess wurmiens semble même contemporain du LGM (entre 25000 et 15000 ans) [ 33 ]

[61][62].

Dans un premier temps, nous avons choisi de négliger ces dépôts importantsdu Sundgau à cause de leur forte hétérogénéité, du manque d'information sur lesglaciations anciennes, et surtout de l'incertitude sur l'origine de ces loess qui neproviennent pas tous de l'extérieur de la zone d'étude (source extérieure de sédiments): une proportion indéterminée a pour origine le remaniement des nappes alluvialeslocales de la plaine du Rhin (nouvelle répartition des sédiments).

5.6.7. Le type d'écoulement, canalisé ou en tresse

Toutes les études sédimentologiques à travers l'Europe ont démontré que,pendant presque toute la durée de la dernière glaciation, les rivières à méandres(comme actuellement) ont cédé la place à des rivières en tresses [ 13 ] [ 31 ] [ 33 ] [ 40]. L'hydrodynamique de ces deux types de rivières diffère profondément, les premièresayant tendance à inciser (au moins dans un premier temps après la transitionclimatique), les secondes à aggrader et à déposer de grandes nappes de sédimentsplus ou moins homogènes [ 6 ]. Les « Cailloutis du Sundgau » correspondent à ce typede dépôt [ 21 ], les grandes terrasses alluviales de la plaine également. APERO peutprendre en compte de façon simplifiée ces variations si on utilise le mode « multipleflow » plutôt que le mode « steepest descent ».

Remarque :

L'érosion latérale dans les méandres n'est pas modélisée dans APERO.

5.6.8. La végétation et la stabilité des sols

En plus de son rôle dans le processus d'évapotranspiration, la végétation a uneimportance primordiale dans la stabilisation des sols et la régulation desruissellements, et cela de diverses façons [ 47 ]. Les LEM tentent de plus en plus de laprendre en compte plus ou moins directement Son influence dépend du taux decouverture végétal, du type de plantes (arbre, herbe ...), de la répartition des plantessur le sol, de la pédologie, de la pente. Les changements de végétation dépendentessentiellement du climat : taïga, toundra, steppe polaire sèche, prairie, et forêt mixtese sont succédées dans la zone d'étude en 20 000 ans [ 15 ]. Malheureusement nousne prenons pas du tout en compte ce paramètre, ce qui peut poser des problèmespendant les phases de glaciation : certes la pluviométrie efficace peut diminuer un peuà cause de la sécheresse, mais l'absence de couvert végétal permet de maintenir voired'augmenter les taux d'érosion.

5.6.9. Les processus d'altération, la cryoturbation et la stabilité dessols

Lors de la transition d'un climat tempéré à un climat périglaciaire, l'altérationchimique diminue fortement mais l'altération mécanique prend le relais et déstabilise



fortement les pentes. La cryoturbation, et les cycles gel-dégel produisent énormémentde sédiments si la roche mère est suffisamment meuble. Enfin lors des phases deréchauffement les glissements de terrain prennent une ampleur considérable. APEROa été conçu pour simuler l'altération du « bedrock » en fonction du taux d'altération ensurface. Le taux d'altération dépend de la pluviométrie, de la circulation d'eau, de lacryoclastie, de l'activité biologique, de l'épaisseur de sédiment au dessus du frontd'altération. La roche altérée est censée avoir les mêmes propriétés physiques que lessédiments et est comptabilisée comme sédiments. Cependant, nous avons choisi denégliger ce paramètre dans un souci de simplification. Nous avons également décidéde ne faire varier ni le coefficient de diffusion ni la pente critique au cours du tempscomme l'exigeraient les variations climatiques.

5.6.10. La glaciation des Vosges et de la Forêt Noire

Nous ne prenons pas en compte la glaciation des Vosges et de la Forêt Noire.APERO ne peut pas simuler dans son état actuel l'érosion glaciaire. Cette faiblesse dumodèle s'ajoute à celles déjà évoquées liées à la végétation, et à l'incertitude sur lapluviométrie efficace. Il faut savoir que les périodes de glaciation des Vosges et de laForêt Noire diffèrent assez largement de celles des Alpes, à cause des modificationsde la circulation générale atmosphérique [ 16 ]. Le premier maximum glaciaire (LowerPleniglacial) a généré un englacement des Vosges bien supérieur à celui du LGM où leclimat était plus sec, contrairement aux Alpes où on observe exactement l'inverse. Deplus les flux sédimentaires issus de ces massifs ne sont pas autant contraints par laprésence de très grands lacs. Finalement le développement maximal des cônesalluviaux des Vosges et de la Forêt Noire n'est pas forcement synchrone avec le dépôtdes grandes nappes alluviales du Rhin et l'apport maximal de sédiments alpins.

DONNEE D'ENTREE DU MODELE

Topographie initiale

Mouvements verticaux

Mouvements horizontaux

Niveau de base

Paramètres des lois d'érosion

Cette donnéepeut-elle être

prise encompte dansle modèle ?

oui

oui

oui,partiellement

oui

oui

Cette donnéeest-elle

effectivementprise en

compte dansle modèle ?

oui

oui

non

oui

oui

Cette donnéepeut elle varier

dans letemps ?

non

oui, évolutionlibre

non


dansl'espace ?

oui

oui

non



fortement les pentes. La cryoturbation, et les cycles gel-dégel produisent énormémentde sédiments si la roche mère est suffisamment meuble. Enfin lors des phases deréchauffement les glissements de terrain prennent une ampleur considérable. APEROa été conçu pour simuler l'altération du « bedrock » en fonction du taux d'altération ensurface. Le taux d'altération dépend de la pluviométrie, de la circulation d'eau, de lacryoclastie, de l'activité biologique, de l'épaisseur de sédiment au dessus du frontd'altération. La roche altérée est censée avoir les mêmes propriétés physiques que lessédiments et est comptabilisée comme sédiments. Cependant, nous avons choisi denégliger ce paramètre dans un souci de simplification. Nous avons également décidéde ne faire varier ni le coefficient de diffusion ni la pente critique au cours du tempscomme l'exigeraient les variations climatiques.

5.6.10. La glaciation des Vosges et de la Forêt Noire

Nous ne prenons pas en compte la glaciation des Vosges et de la Forêt Noire.APERO ne peut pas simuler dans son état actuel l'érosion glaciaire. Cette faiblesse dumodèle s'ajoute à celles déjà évoquées liées à la végétation, et à l'incertitude sur lapluviométrie efficace. Il faut savoir que les périodes de glaciation des Vosges et de laForêt Noire diffèrent assez largement de celles des Alpes, à cause des modificationsde la circulation générale atmosphérique [ 16 ]. Le premier maximum glaciaire (LowerPleniglacial) a généré un englacement des Vosges bien supérieur à celui du LGM où leclimat était plus sec, contrairement aux Alpes où on observe exactement l'inverse. Deplus les flux sédimentaires issus de ces massifs ne sont pas autant contraints par laprésence de très grands lacs. Finalement le développement maximal des cônesalluviaux des Vosges et de la Forêt Noire n'est pas forcement synchrone avec le dépôtdes grandes nappes alluviales du Rhin et l'apport maximal de sédiments alpins.

DONNEE D'ENTREE DU MODELE

Topographie initiale

Mouvements verticaux

Mouvements horizontaux

Niveau de base

Paramètres des lois d'érosion

Cette donnéepeut-elle être

prise encompte dansle modèle ?

oui

oui

oui,partiellement

oui

oui

Cette donnéeest-elle

effectivementprise en

compte dansle modèle ?

oui

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oui

oui


dans letemps ?

non

oui, évolutionlibre

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dansl'espace ?

oui

oui

non



Épaisseur initiale de sédiments ouinon, sauf une

expérience

Paramètresclimatiques

Pluviométrie OUI OUI OUI OUI

Evapotranspiration OUI,

indirectementOUI,

indirectementOUI,

indirectementOUI,

indirectement

Infiltration non

Débits d'entrée duRhin et de l'Aar OUI OUI OUI

Flux sédimentairesd'entrée OUI OUI OUI

Saisonnalité

Seuil dans les loisd'érosion

non

Type d'écoulement(chenalisé ou en

tresse)OUI OUI OUI OUI

Stabilité des solset altération,cryoturbation

OUI non

Stabilité des solset végétation non

Glaciation desreliefs locaux non

Dépôts de loess OUI non

Illustration 11 - Tableau récapitulatif des données d'entrée du modèle. Ce tableau rappelleégalement les paramètres importants qui ne peuvent pas être pris en compte par le modèle, et

ceux qui pourraient l'être mais que nous avons désactivés dans APERÓ dans un souci desimplification.



Épaisseur initiale de sédiments ouinon, sauf une

expérience

Paramètresclimatiques

Pluviométrie OUI OUI OUI OUI

Evapotranspiration OUI,

indirectementOUI,

indirectementOUI,

indirectementOUI,

indirectement

Infiltration non

Débits d'entrée duRhin et de l'Aar OUI OUI OUI

Flux sédimentairesd'entrée OUI OUI OUI

Saisonnalité

Seuil dans les loisd'érosion

non

Type d'écoulement(chenalisé ou en

tresse)OUI OUI OUI OUI

Stabilité des solset altération,cryoturbation

OUI non

Stabilité des solset végétation non

Glaciation desreliefs locaux non

Dépôts de loess OUI non

Illustration 11 - Tableau récapitulatif des données d'entrée du modèle. Ce tableau rappelleégalement les paramètres importants qui ne peuvent pas être pris en compte par le modèle, et

ceux qui pourraient l'être mais que nous avons désactivés dans APERÓ dans un souci desimplification.



6. Modélisations, résultats et discussion

Les résultats exposés dans ce rapport sont préliminaires ; ils présentent lesprincipales tendances qui ressortent des dernières expériences que nous avonslancées du 6 au 10 septembre 2004 et pour lesquelles la stabilité du modèle a étégrandement améliorée. D'autres expériences supplémentaires vont venir les compléterdans les semaines qui viennent dans le but d'écrire un article à partir de ce travail.

Le principe de base que nous avons poursuivi est de partir d'un modèle simpleque nous avons complexifié progressivement Dans un premier temps tous cesparamètres sont restés constants tout au long des expériences. Nous avonscommencé par faire varier un paramètre, puis un autre, pour tester leurs effetsrespectifs sur le modèle. Pour toutes ces expériences, tous les paramètres du modèlesont égaux à leur « standard », mis à part bien sijr le paramètre testé. Toutes lesdonnées d'entrée du modèle ont fait l'objet d'une étude indépendante, sauf lapluviométrie (car ses variations sont mal contraintes et son effet réel difficile à estimerà cause de l'influence de la végétation), et sauf les débits d'entrée du Rhin et de l'Aar(car ils sont également difficiles à estimer, et leurs variations ont pu être assez faibles).La dernière expérience présentée (expAA) est la seule qui fait réellement intervenirplusieurs paramètres simultanément, ainsi que des variations au cours du temps.

6.1 . CORRECTION DES BUGS ET LIMITATION DES INSTABILITESNUMERIQUES

La trentaine d'expériences menées jusqu'à présent ne sont pas toutesexploitables ou comparables entre elles car le programme APERO a été maintes foismodifié pour corriger divers bugs difficiles à identifier à l'avance, ou pour améliorerl'algorithme et limiter encore plus les instabilités numériques. Voici, à titre indicatif, laliste chronologique non exhaustive des modifications apportées entre le 20 août et le 8septembre 2004 :

A) Bug : la comptabilisation des sédiments lacustres posait problème : danscertain cas ces sédiments étaient enregistrés comme étant du « bed rock ».

B) Faiblesse du programme : pour éviter la formation de fortes accumulations desédiments sur certaines mailles d'un pas de temps à l'autre (parfois plus de300m). nous avons décidé de ne pas envoyer l'excédent de sédiments après leremplissage des lacs sur la maille exutoire du lac comme c'était le casprécédemment. Les sédiments restent sur leur maille d'origine. Les instabilitésont persisté mais leur amplitude moyenne a pu être divisée par 6.



6. Modélisations, résultats et discussion

Les résultats exposés dans ce rapport sont préliminaires ; ils présentent lesprincipales tendances qui ressortent des dernières expériences que nous avonslancées du 6 au 10 septembre 2004 et pour lesquelles la stabilité du modèle a étégrandement améliorée. D'autres expériences supplémentaires vont venir les compléterdans les semaines qui viennent dans le but d'écrire un article à partir de ce travail.

Le principe de base que nous avons poursuivi est de partir d'un modèle simpleque nous avons complexifié progressivement Dans un premier temps tous cesparamètres sont restés constants tout au long des expériences. Nous avonscommencé par faire varier un paramètre, puis un autre, pour tester leurs effetsrespectifs sur le modèle. Pour toutes ces expériences, tous les paramètres du modèlesont égaux à leur « standard », mis à part bien sijr le paramètre testé. Toutes lesdonnées d'entrée du modèle ont fait l'objet d'une étude indépendante, sauf lapluviométrie (car ses variations sont mal contraintes et son effet réel difficile à estimerà cause de l'influence de la végétation), et sauf les débits d'entrée du Rhin et de l'Aar(car ils sont également difficiles à estimer, et leurs variations ont pu être assez faibles).La dernière expérience présentée (expAA) est la seule qui fait réellement intervenirplusieurs paramètres simultanément, ainsi que des variations au cours du temps.

6.1 . CORRECTION DES BUGS ET LIMITATION DES INSTABILITESNUMERIQUES

La trentaine d'expériences menées jusqu'à présent ne sont pas toutesexploitables ou comparables entre elles car le programme APERO a été maintes foismodifié pour corriger divers bugs difficiles à identifier à l'avance, ou pour améliorerl'algorithme et limiter encore plus les instabilités numériques. Voici, à titre indicatif, laliste chronologique non exhaustive des modifications apportées entre le 20 août et le 8septembre 2004 :

A) Bug : la comptabilisation des sédiments lacustres posait problème : danscertain cas ces sédiments étaient enregistrés comme étant du « bed rock ».

B) Faiblesse du programme : pour éviter la formation de fortes accumulations desédiments sur certaines mailles d'un pas de temps à l'autre (parfois plus de300m). nous avons décidé de ne pas envoyer l'excédent de sédiments après leremplissage des lacs sur la maille exutoire du lac comme c'était le casprécédemment. Les sédiments restent sur leur maille d'origine. Les instabilitésont persisté mais leur amplitude moyenne a pu être divisée par 6.



C ) Bug : cette fois-ci des accumulations anormales de sédiments se produisaientdans les lacs.

D ) Bug : quand la pente réelle s'approchait trop de la pente critique, une erreur decalcul irrémédiable pouvait se produire.

E) Faiblesse du programme : il arrive dans certains cas que le modèle diverge parrapport à la réalité à cause de la discrétisation. C'est parce que le pas de tempsest un peu trop grand ; nous avons d'ailleurs essayé de le faire varier dans nospremières expériences. Par exemple le flux d'eau peut éroder un tout petit peutrop le sol par rapport aux mailles voisines et créer un lac d'une seule mailled'extension. C e phénomène est amplifié par les forts débits qui traversent lesvastes zones presque plates de notre modèle. Or, malgré toutes lesprécautions que nous avons prises, les lacs restent des sources d'instabilité. Eneffet notre algorithme doit traiter leur comblement sur plusieurs pas de temps,et entre temps des accumulations « artificielles » de sédiments peuvent semettre en place localement (Illustration 12).

Flux de sédiments

iubstratiuu

sédimentslac

Flux d'eau

(débmi

A , pas detemps 1 ifmi

Propagationdes

instabilités.....' ~~ " VnuniériquesV-..*.;*-'., ¿,

B . pas de temps2C.pas detemp s 3

Illustration 12 - Amplification des instabilités numériques. (A) Pas de temps 1, surcreusementd'une maille dans une zone plate soumise à un fort débit. (B) Pas de temps 2, formation du lac,

puis comblement du lac et formation « artificielle » d'une grosse accumulation. (C) Pas detemps 3, formation d'un nouveau lac en amont, déviation de la rivière, érosion lente de

l'accumulation créée au pas de temps précédent.



Par exemple si un important flux sédimentaire arrive sur un lac mesurant uneseule maille, même si ce « lac » n'a qu'un millimètre de profondeur, toute lacharge sédimentaire va se déposer sur place et former une grosseaccumulation. Cette accumulation est piégée jusqu'au pas de temps suivant,puis remobilisée lentement par les phénomènes de diffusion. Mais entre tempsle relief artificiellement crée a pu dévier la rivière ou former un nouveau lac enamonL Ainsi l'instabilité se propage et prend une ampleur catastrophique si leflux de sédiments dépasse un certain seuil, car plus il y a de sédimentstransportés, plus les accumulations artificielles seront importantes. Dans leszones traversées à la fois par un fort flux d'eau et de sédiments, c'est à dire làoù passe le Rhin, la topographie résultante ressemble à une mosaïque. Lesmailles de la plaine font des creux et des bosses totalement anarchiques tandisque les cônes alluviaux vosgiens tout proches restent lisses.

Pour lutter contre ces fortes instabilités dans la plaine nous avons tenté avecsuccès d'empêcher la formation des lacs : sur nos dernières expériences le fluxd'eau ne peut pas inciser une maille couverte de sédiments en dessous de saplus proche voisine si la pente de la plaine est inférieure à 0,1%.

F) Bug : des expériences se sont interrompues à plusieurs reprises à caused'erreurs liées à la multiplication des lacs sur la bordure du modèle.

L'instabilité numérique n'est pas un défaut de programmation propre à APERO,elle résulte des méthodes de discrétisation et est inhérente à tous les modèlesnumériques. Il est impossible de résoudre ce problème directement, il faut imaginerdes stratégies pour le contourner. Dans notre cas, le meilleur moyen pour lutter contrel'instabilité est de lutter contre la formation des petits lacs. Dans ce sens, une autremodification facile à effectuer consisterait à empêcher le dépôt de sédiments sur unemaille au dessus de la maille voisine la plus haute. Cette disposition limiterait laformation d'accumulations de sédiments démesurées et la formation de nouveaux lacs.

6.2. INFLUENCE DES VARIATIONS DU TAUX DE SEDIMENTATION

Nous avons vu que les instabilités numériques augmentent avec le fluxsédimentaire. En effet, au-delà de 0,01 m^s'\ le modèle initial évoluait de façontotalement incohérente avec la formation d'un énorme dôme de sédiments. Pourtant unFlux de 0,5 m^.s"^ pour un débit de 500 m^.s"^ et une densité des sédiments secs de 2,5correspond à une charge de 2,5 g.L"^ seulement Les dernières modificationsapportées au programme nous ont permis de multiplier les flux sédimentaires par cinqjusqu'à 0,04 m^.s"^ entre la série d'expérience 1 et la série 2, et de garder une grandestabilité dans la plaine (dérivation des sédiments). Ce flux sédimentaire moyen est plusréaliste : il se rapproche de celui du Pliocène (voir partie 4). Dans tous ces cas, levolume de sédiment semble insuffisant pour former un vrai cône alluvial. Le fleuve atendance à s'inciser à travers le Sundgau et continue à s'écouler vers le sud-ouestexpériences (Illustration 13).



Par exemple si un important flux sédimentaire arrive sur un lac mesurant uneseule maille, même si ce « lac » n'a qu'un millimètre de profondeur, toute lacharge sédimentaire va se déposer sur place et former une grosseaccumulation. Cette accumulation est piégée jusqu'au pas de temps suivant,puis remobilisée lentement par les phénomènes de diffusion. Mais entre tempsle relief artificiellement crée a pu dévier la rivière ou former un nouveau lac enamonL Ainsi l'instabilité se propage et prend une ampleur catastrophique si leflux de sédiments dépasse un certain seuil, car plus il y a de sédimentstransportés, plus les accumulations artificielles seront importantes. Dans leszones traversées à la fois par un fort flux d'eau et de sédiments, c'est à dire làoù passe le Rhin, la topographie résultante ressemble à une mosaïque. Lesmailles de la plaine font des creux et des bosses totalement anarchiques tandisque les cônes alluviaux vosgiens tout proches restent lisses.

Pour lutter contre ces fortes instabilités dans la plaine nous avons tenté avecsuccès d'empêcher la formation des lacs : sur nos dernières expériences le fluxd'eau ne peut pas inciser une maille couverte de sédiments en dessous de saplus proche voisine si la pente de la plaine est inférieure à 0,1%.

F) Bug : des expériences se sont interrompues à plusieurs reprises à caused'erreurs liées à la multiplication des lacs sur la bordure du modèle.

L'instabilité numérique n'est pas un défaut de programmation propre à APERO,elle résulte des méthodes de discrétisation et est inhérente à tous les modèlesnumériques. Il est impossible de résoudre ce problème directement, il faut imaginerdes stratégies pour le contourner. Dans notre cas, le meilleur moyen pour lutter contrel'instabilité est de lutter contre la formation des petits lacs. Dans ce sens, une autremodification facile à effectuer consisterait à empêcher le dépôt de sédiments sur unemaille au dessus de la maille voisine la plus haute. Cette disposition limiterait laformation d'accumulations de sédiments démesurées et la formation de nouveaux lacs.

6.2. INFLUENCE DES VARIATIONS DU TAUX DE SEDIMENTATION

Nous avons vu que les instabilités numériques augmentent avec le fluxsédimentaire. En effet, au-delà de 0,01 m^s'\ le modèle initial évoluait de façontotalement incohérente avec la formation d'un énorme dôme de sédiments. Pourtant unFlux de 0,5 m^.s"^ pour un débit de 500 m^.s"^ et une densité des sédiments secs de 2,5correspond à une charge de 2,5 g.L"^ seulement Les dernières modificationsapportées au programme nous ont permis de multiplier les flux sédimentaires par cinqjusqu'à 0,04 m^.s"^ entre la série d'expérience 1 et la série 2, et de garder une grandestabilité dans la plaine (dérivation des sédiments). Ce flux sédimentaire moyen est plusréaliste : il se rapproche de celui du Pliocène (voir partie 4). Dans tous ces cas, levolume de sédiment semble insuffisant pour former un vrai cône alluvial. Le fleuve atendance à s'inciser à travers le Sundgau et continue à s'écouler vers le sud-ouestexpériences (Illustration 13).



Avec beaucoup de précaution, on peut tenter d'interpréter les premièresexpériences que nous avons menées avant la dernière phase de correction duprogramme. Des flux de sédiments compris entre 0,001 et 0,5 m^.s'^ pour chaquerivière nous ont montré que le modèle ne supportait pas un flux sédimentaireéquivalent à celui qui a prévalu au quaternaire. Malgré ces problèmes, nous avonsréussi dans certains cas à inverser le cours du Rhin vers le nord et la plaine d'Alsaceen augmentant l'apport sédimentaire. Plus la charge de sédiments augmentait, plus lecône alluvial du Rhin se développait en aval de Bale, plus la plaine ente Colmar etMulhouse se comblait, plus l'inversion était rapide et durable. Cependant, la formationdu cône alluvial résulte essentiellement des instabilités numériques que nous avonsévoquées dans le paragraphe précédent (F). Sans apports extérieurs de sédiments, larivière s'incisait directement dans le Sundgau.



Avec beaucoup de précaution, on peut tenter d'interpréter les premièresexpériences que nous avons menées avant la dernière phase de correction duprogramme. Des flux de sédiments compris entre 0,001 et 0,5 m^.s'^ pour chaquerivière nous ont montré que le modèle ne supportait pas un flux sédimentaireéquivalent à celui qui a prévalu au quaternaire. Malgré ces problèmes, nous avonsréussi dans certains cas à inverser le cours du Rhin vers le nord et la plaine d'Alsaceen augmentant l'apport sédimentaire. Plus la charge de sédiments augmentait, plus lecône alluvial du Rhin se développait en aval de Bale, plus la plaine ente Colmar etMulhouse se comblait, plus l'inversion était rapide et durable. Cependant, la formationdu cône alluvial résulte essentiellement des instabilités numériques que nous avonsévoquées dans le paragraphe précédent (F). Sans apports extérieurs de sédiments, larivière s'incisait directement dans le Sundgau.



BASCULEMENT DU COURS DU RHIN

Forte instabilitédans la plaine

Stabilité descônesalluviaux desépaulements

Incision d u Rhinet stabilisation ducours dans leSimdgau Formation d :un

uros cône du Rhin

Ancien cours duRhin (avec « windgap»)

Pas de formation de cone, sauf au tout débutquand le réseau hydrograplüquä est niai défini

Incistoa du Rhin et stabilisationdu cours dans le Sundgau

Illustration 13 - Infíuence des apports sédimentaire sur la déviation du Rhin. (A) Expérience dela première série (avant le 20 août) sans apports extérieurs de sédiments (0 m3.^1). (B)

Expérience de ta première série (avant le 20 août) avec apports extérieurs de sédiments de0,01m3.s1 ("2). (C) Expérience de la seconde série avec un flux extérieurs de sédiments de

0,03 m3.s'1 (*2). (carte de l'organisation du réseau de drainage et carte de la topographiefinale), il y a basculement du cours vers le nord à cause des instabilités numériques qui piègent

les sédiments dans la plaine.



6.3. INFLUENCE DE LA TECTONIQUE ET DU SOULEVEMENT DUSUNDGAU

Dans toutes les expériences où la charge sédimentaire n'est pas trop forte et oùle niveau de base sud n'est pas remonté artificiellement, le Sundgau finit par se faireinciser lentement par le Rhin. La gorge qui se forme peut atteindre plus de 100m deprofondeur, avec des traces de « wind gap » et des lambeaux de sédiments sur leplateau environnant II semble que le soulèvement dans ce contexte n'entraîne pas ladéviation progressive du fleuve vers les zones en subsidence au nord, mais aucontraire il permet la stabilisation du cours qui reste piégé dans la gorge. Cela arrivesouvent dans la nature quand une rivière s'incise une gorge dans un massif rocheuxrésistant qu'elle aura du mal à contourner par la suite. Une nouvelle expérience sansuplift dans le Sundgau doit être lancée pour confirmer ou non cet effet inattendu de latectonique régionale.

6.4. INFLUENCE DU TYPE D'ECOULEMENT

La plupart des expériences ont été effectuées en mode « steepest descent »

(concentration des flux vers la maille la plus basse même dans la plaine).L'enclenchement du mode « multiple flow » modifie complètement l'évolution dumodèle et donne un résultat très réaliste (Illustration 14). Le cône alluvial du Rhin seforme à nouveau mais il est plus aplati et plus régulier que dans les premièresexpériences. Le fleuve divague dans la plaine et ne commence à s'inciser dans lesubstratum qu'à l'extrême sud-ouest du modèle. L'instabilité numérique est encoreréduite. Malheureusement nous n'avons eu le temps de mener à terme aucuneexpérience avec le « multiple flow ». On peut supposer que l'accumulation desédiments au nord de Mulhouse et l'absence d'incision marquée sur le cône vafinalement permettre au Rhin du déborder au dessus du seuil du Kaiserstuhl.



6.3. INFLUENCE DE LA TECTONIQUE ET DU SOULEVEMENT DUSUNDGAU

Dans toutes les expériences où la charge sédimentaire n'est pas trop forte et oùle niveau de base sud n'est pas remonté artificiellement, le Sundgau finit par se faireinciser lentement par le Rhin. La gorge qui se forme peut atteindre plus de 100m deprofondeur, avec des traces de « wind gap » et des lambeaux de sédiments sur leplateau environnant II semble que le soulèvement dans ce contexte n'entraîne pas ladéviation progressive du fleuve vers les zones en subsidence au nord, mais aucontraire il permet la stabilisation du cours qui reste piégé dans la gorge. Cela arrivesouvent dans la nature quand une rivière s'incise une gorge dans un massif rocheuxrésistant qu'elle aura du mal à contourner par la suite. Une nouvelle expérience sansuplift dans le Sundgau doit être lancée pour confirmer ou non cet effet inattendu de latectonique régionale.

6.4. INFLUENCE DU TYPE D'ECOULEMENT

La plupart des expériences ont été effectuées en mode « steepest descent »

(concentration des flux vers la maille la plus basse même dans la plaine).L'enclenchement du mode « multiple flow » modifie complètement l'évolution dumodèle et donne un résultat très réaliste (Illustration 14). Le cône alluvial du Rhin seforme à nouveau mais il est plus aplati et plus régulier que dans les premièresexpériences. Le fleuve divague dans la plaine et ne commence à s'inciser dans lesubstratum qu'à l'extrême sud-ouest du modèle. L'instabilité numérique est encoreréduite. Malheureusement nous n'avons eu le temps de mener à terme aucuneexpérience avec le « multiple flow ». On peut supposer que l'accumulation desédiments au nord de Mulhouse et l'absence d'incision marquée sur le cône vafinalement permettre au Rhin du déborder au dessus du seuil du Kaiserstuhl.



Ecoulement detype « sheetflow » dans leszones les plusplates si le débitn'est pas trop fort

40000 ans

Ecoulement de type« en tresse » etformation d'un cônealluvial au débouchéde la vallée

Ecoulement de type« chenalisé » dans lavallée étroite, faibleaggradation ouincision

Û.Û 0 1 0 2 0 3 0.4 3 9 OS 0.7 0.4 0.» 1.0

water discharge/max value

Illustration 14 - Organisation du réseau de drainage avec le mode multiple flow. Dans les zonesencaissées le flux est concentré, dans la plaine un écoulement de type « sheet flow » se

développe, et de véritables chenaux en tresse apparaissent sur le cours du Rhin, Ce systèmefluviatile aggrade fortement.

6.5. INFLUENCE DE LA TOPOGRAPHIE INITIALE OU DE LATECTONIQUE SUR LE POSITIONNEMENT DES DEPOCENTRES

Malgré le « By Pass » (dérivation) des sédiments alpins à travers la valléeincisée dans le Sundgau dans de nombreux modèles, malgré le fort développement ducône alluvial du Rhin dans d'autres modèles, et malgré les fortes variations desapports extérieurs, dans toutes les expériences les accumulations de sédimentssimulées coïncident relativement bien avec les épaisseurs réelles de Quaternaire.Nous avons utilisé deux topographies initiales différentes pour tester cette observation:

La première topographie initiale (1) est celle décrite dans la partie 1(topographie standard). Nous l'avons utilisée dans presque toutes nosexpériences. Si les dépôts sedimentares restent globalement cohérents parrapport aux dépôts réels, dans le détail, on remarque que les cônesalluviaux sont toujours surdéveloppés et que les dépocentres se situent trèsprêt des failles bordières.

La seconde topographie initiale (2) correspond en fait à la topographie finaled'une autre expérience. Le réseau hydrographique est déjà bien établi tout


Modélisation de la déviation Quatemaire du Rhin

comme les cônes alluviaux. Finalement les dépocentres simulés coïncidentexactement avec les dépocentres réels (quel que soit l'apport sédimentaireextérieur).

Ces expériences nous font croire que le facteur dominant la localisation desdépocentres en Alsace est la tectonique, en particulier la légère subsidence du grabenqui crée de l'espace disponible. Si on modifie la grille « d'uplift », les résultats changentsensiblement La topographie initiale de la plaine est le second facteur dominant lesprocessus sédimentaires ne viennent qu'après. En fonction de ces deux paramètres,les dépocentres seront localisés sous les cônes alluviaux ou non. Cependant lesprocessus importants pour la localisation des dépôts centres ne sont peut être pasceux qui dominent l'évolution morphologique de la surface.

6.6. INFLUENCE DES VARIATIONS DU NIVEAU DE BASE, INCISIONREGRESSIVE DU FOREBULGE ALPIN

Dans presque toutes nos expériences, les conditions limites utiliséescorrespondent au standards définis dans la partie 4.

^ Le niveau de base évolue librement, et les résultats semblent satisfaisants.Globalement tant que le Rhin coule vers le sud-ouest les niveaux de base sudet nord évolueront peu. Le pouvoir érosif du Rhin compense quasiment lesoulèvement du Seuil de Belfort, tout comme le Rhin actuel incise le MassifSchisteux Rhénan (qui s'élève à une vitesse proche de 150 m.MA"^ au sud deCologne) [ 1 ]. Au Nord l'érosion de la plaine est largement limitée par lesapports provenant des épaulements.

^ Nous avons réalisé deux expériences où nous avons abaissé artificiellement leniveau de base initial nord de 198 m à 100 m dans le but de simuler le reculd'un front d'érosion sur le forebulge alpin. Si on conserve la lithologie de type«substratum» dans la plaine d'Alsace, l'incision générée par la baisse brutaledu niveau de base reste très limitée. Au bout d'un million d'années, la ligne departage des eaux a reculé de seulement 10 à 20 Km vers le sud et le frontd'érosion n'est pas très net : les rivières locales ne sont pas assez puissantespour déblayer la plaine.

Si par contre on considère que la plaine est entièrement comblée par dessédiments anciens mais meutiles, alors l'incision est beaucoup plus active etparvient en 1 MA aux abords de Mulhouse. Des petites vallées inciséescomblées par la suite se sont même formées de part et d'autre du Kaiserstuhlcomme dans la réalité. Pourtant, le recul du front d'incision ne semble passuffisant pour capturer le Rhin. En effet vers la fin de l'expérience la ligne departage des eaux ne migre presque plus vers le Sud, même si elle ne se trouveplus qu'à une dizaine de kilomètres du Rhin. En fait l'incision de la plaine entre

56 BRGM/RP-54885-FR - Rapport final, d'avancement ou intennédiaire


comme les cônes alluviaux. Finalement les dépocentres simulés coïncidentexactement avec les dépocentres réels (quel que soit l'apport sédimentaireextérieur).

Ces expériences nous font croire que le facteur dominant la localisation desdépocentres en Alsace est la tectonique, en particulier la légère subsidence du grabenqui crée de l'espace disponible. Si on modifie la grille « d'uplift », les résultats changentsensiblement La topographie initiale de la plaine est le second facteur dominant lesprocessus sédimentaires ne viennent qu'après. En fonction de ces deux paramètres,les dépocentres seront localisés sous les cônes alluviaux ou non. Cependant lesprocessus importants pour la localisation des dépôts centres ne sont peut être pasceux qui dominent l'évolution morphologique de la surface.

6.6. INFLUENCE DES VARIATIONS DU NIVEAU DE BASE, INCISIONREGRESSIVE DU FOREBULGE ALPIN

Dans presque toutes nos expériences, les conditions limites utiliséescorrespondent au standards définis dans la partie 4.

^ Le niveau de base évolue librement, et les résultats semblent satisfaisants.Globalement tant que le Rhin coule vers le sud-ouest les niveaux de base sudet nord évolueront peu. Le pouvoir érosif du Rhin compense quasiment lesoulèvement du Seuil de Belfort, tout comme le Rhin actuel incise le MassifSchisteux Rhénan (qui s'élève à une vitesse proche de 150 m.MA"^ au sud deCologne) [ 1 ]. Au Nord l'érosion de la plaine est largement limitée par lesapports provenant des épaulements.

^ Nous avons réalisé deux expériences où nous avons abaissé artificiellement leniveau de base initial nord de 198 m à 100 m dans le but de simuler le reculd'un front d'érosion sur le forebulge alpin. Si on conserve la lithologie de type«substratum» dans la plaine d'Alsace, l'incision générée par la baisse brutaledu niveau de base reste très limitée. Au bout d'un million d'années, la ligne departage des eaux a reculé de seulement 10 à 20 Km vers le sud et le frontd'érosion n'est pas très net : les rivières locales ne sont pas assez puissantespour déblayer la plaine.

Si par contre on considère que la plaine est entièrement comblée par dessédiments anciens mais meutiles, alors l'incision est beaucoup plus active etparvient en 1 MA aux abords de Mulhouse. Des petites vallées inciséescomblées par la suite se sont même formées de part et d'autre du Kaiserstuhlcomme dans la réalité. Pourtant, le recul du front d'incision ne semble passuffisant pour capturer le Rhin. En effet vers la fin de l'expérience la ligne departage des eaux ne migre presque plus vers le Sud, même si elle ne se trouveplus qu'à une dizaine de kilomètres du Rhin. En fait l'incision de la plaine entre



en compétition avec les apports des cônes alluviaux Vosgiens et de la ForêtNoire. Dans ce cas, une meilleure prise en compte des cycles de formation deces cônes alluviaux et des glaciations locales parait importante. L'érosion desépaulements peut alors jouer un rôle essentiel, même si le volume desédiments mis en jeu demeure bien inférieur aux volumes transportés par leRhin sur la même période. Une petite variation dans l'hydrodynamique du Rhinpermettrait elle aussi un basculement rapide du fleuve.

6.7. INFLUENCE DES VARIATIONS CLIMATIQUES (EXPERIENCE AA)

Compte tenu des limites du modèle liées à l'apparition d'instabilités, nous avonsété obligés de limiter les apports de sédiments : le flux maximum par rivière n'est quede 0,03 m^.s"\ Les variations des apports restent tout de même proportionnelles auxvariations définies à partir des données de Hinderer [ 29 ] (Illustration 10): le fluxmaximal correspond aux phases d'avancées des glaciers, et le flux minimum est de0,001 m^.s"^ pendant les interglaciaires. Tous les autres paramètres climatiquesévoluent comme ce qui avait été prévu dans la partie sur les variations pendant lesglaciations, mis à part le mode « multiple flow » qui n'a pas été enclenché. Sur1 000 000 d'années nous avons donc prévu de simuler un peu plus de 8 cyclesglaciaires identiques.

Malheureusement nous n'avons pas eu le temps d'aller jusqu'à la fin de cetteexpérience. Au bout de 500 000 ans, le basculement du réseau hydrographique nes'est toujours pas produit, mais le dénivelé entre la base du cône alluvial du Rhin et leseuil du Kaiserstuhl n'est plus que de 15 m (Illustration 15). Le cône a visiblementconnu des phases d'aggradation et d'incision : il est légèrement entaillé par le coursactuel du Rhin qui a beaucoup divagué à sa surface. Les variations climatiquesdéstabilisent régulièrement le réseau hydrographique et empêchent l'incision durabledu Sundgau. Un flux constant de 0,03 m^.s'^ n'entraîne pas la formation d'un côneaussi important II est probable qu'avec des apports sédimentaires plus réalistes,l'inversion se serait produite.



en compétition avec les apports des cônes alluviaux Vosgiens et de la ForêtNoire. Dans ce cas, une meilleure prise en compte des cycles de formation deces cônes alluviaux et des glaciations locales parait importante. L'érosion desépaulements peut alors jouer un rôle essentiel, même si le volume desédiments mis en jeu demeure bien inférieur aux volumes transportés par leRhin sur la même période. Une petite variation dans l'hydrodynamique du Rhinpermettrait elle aussi un basculement rapide du fleuve.

6.7. INFLUENCE DES VARIATIONS CLIMATIQUES (EXPERIENCE AA)

Compte tenu des limites du modèle liées à l'apparition d'instabilités, nous avonsété obligés de limiter les apports de sédiments : le flux maximum par rivière n'est quede 0,03 m^.s"\ Les variations des apports restent tout de même proportionnelles auxvariations définies à partir des données de Hinderer [ 29 ] (Illustration 10): le fluxmaximal correspond aux phases d'avancées des glaciers, et le flux minimum est de0,001 m^.s"^ pendant les interglaciaires. Tous les autres paramètres climatiquesévoluent comme ce qui avait été prévu dans la partie sur les variations pendant lesglaciations, mis à part le mode « multiple flow » qui n'a pas été enclenché. Sur1 000 000 d'années nous avons donc prévu de simuler un peu plus de 8 cyclesglaciaires identiques.

Malheureusement nous n'avons pas eu le temps d'aller jusqu'à la fin de cetteexpérience. Au bout de 500 000 ans, le basculement du réseau hydrographique nes'est toujours pas produit, mais le dénivelé entre la base du cône alluvial du Rhin et leseuil du Kaiserstuhl n'est plus que de 15 m (Illustration 15). Le cône a visiblementconnu des phases d'aggradation et d'incision : il est légèrement entaillé par le coursactuel du Rhin qui a beaucoup divagué à sa surface. Les variations climatiquesdéstabilisent régulièrement le réseau hydrographique et empêchent l'incision durabledu Sundgau. Un flux constant de 0,03 m^.s'^ n'entraîne pas la formation d'un côneaussi important II est probable qu'avec des apports sédimentaires plus réalistes,l'inversion se serait produite.



500000 ans«e tTs M « 3S2 —o >:$ ei« TJ * T O : M O

Sedimert thicWiess (m)

Illustration 15- Bilan de l'expérience « AA » sur l'influence des variations climatiques cycliques.(A) Topographie finale au bout de 0,5 MA. (B) Epaisseur des sédiments accumulés au bout de

0,5 MA. On reconnaît bien le dépôt centre au sud du Kaiserstuhl, Le cône est régulièremententaillé quand le flux sédimentaire diminue. On arrive même a reproduire la formation de

terrasses alluviales en amont de Bêle.



7. Conclusion

Nous n'avons pas encore réussi à faire basculer le cours du Rhin de manièreréaliste en moins d'un million d'années, à cause des problèmes d'instabilité numériquequi nous empêchent de simuler de manière satisfaisante les flux sédimentaires. Le fluxsédimentaire limite actuel par rivières est de 0,04 m3.s-1, soit un peu plus que le fluxsédimentaire tertiaire, deux fois moins que le flux quaternaire, et peut être cinq foismoins que le flux sédimentaire maximal pendant les phases d'avancée des glaciersalpins. Nous comptons poursuivre l'adaptation du modèle APERO dans les semainesqui viennent de façon à pouvoir tester l'influence de tous les facteurs potentiellementimportants que nous avons définis dans la partie 4 : essentiellement les variations del'activité tectonique, les variations du niveau de base (effet du forebulge ou non) et lesoscillations climatiques quaternaires (cycles glaciaires de 120 000 ans). Nous pouvonstout de même déjà donner quelques tendances sur l'influence relative des différentsparamètres invoqués :

L'activité tectonique du Sundgau ne semble pas pouvoir expliquer la déviation du Rhin,du moins dans un contexte ou les flux sédimentaires sont faibles, au contraire lesoulèvement favorise l'incision du fleuve et stabilise son cours vers le sud. Enrevanche la subsidence dans la plaine, aussi faible soit elle, a peut-être un rôle à jouer.

Les variations des apports sédimentaires pourraient avoir un effet important en formantun cône alluvial vers Bale, cône sur lequel le Rhin pourrait divaguer facilement. Laisserla possibilité d'un écoulement en tresse comme c'était le cas pendant les glaciationsfavorise encore la formation du cône.

Les variations du niveau de base, au sud en relation avec le soulèvement de la Bresseet au nord en relation avec l'ancien forebulge miocène, ont certainement beaucoupd'importance. Cependant le recul d'un front d'érosion du nord vers le sud dans laplaine ne doit pas être suffisant pour expliquer seul la capture du fleuve vers le nord.

Les variations climatiques viennent complexifier le problème en faisant varierbeaucoup des paramètres du modèle au cours du temps. Pour l'instant nous nedisposons pas d'assez de résultats pour conclure sur leurs effets mais nous pensonsqu'elles doivent accentuer le processus de déviation du Rhin vers le nord.



7. Conclusion

Nous n'avons pas encore réussi à faire basculer le cours du Rhin de manièreréaliste en moins d'un million d'années, à cause des problèmes d'instabilité numériquequi nous empêchent de simuler de manière satisfaisante les flux sédimentaires. Le fluxsédimentaire limite actuel par rivières est de 0,04 m3.s-1, soit un peu plus que le fluxsédimentaire tertiaire, deux fois moins que le flux quaternaire, et peut être cinq foismoins que le flux sédimentaire maximal pendant les phases d'avancée des glaciersalpins. Nous comptons poursuivre l'adaptation du modèle APERO dans les semainesqui viennent de façon à pouvoir tester l'influence de tous les facteurs potentiellementimportants que nous avons définis dans la partie 4 : essentiellement les variations del'activité tectonique, les variations du niveau de base (effet du forebulge ou non) et lesoscillations climatiques quaternaires (cycles glaciaires de 120 000 ans). Nous pouvonstout de même déjà donner quelques tendances sur l'influence relative des différentsparamètres invoqués :

L'activité tectonique du Sundgau ne semble pas pouvoir expliquer la déviation du Rhin,du moins dans un contexte ou les flux sédimentaires sont faibles, au contraire lesoulèvement favorise l'incision du fleuve et stabilise son cours vers le sud. Enrevanche la subsidence dans la plaine, aussi faible soit elle, a peut-être un rôle à jouer.

Les variations des apports sédimentaires pourraient avoir un effet important en formantun cône alluvial vers Bale, cône sur lequel le Rhin pourrait divaguer facilement. Laisserla possibilité d'un écoulement en tresse comme c'était le cas pendant les glaciationsfavorise encore la formation du cône.

Les variations du niveau de base, au sud en relation avec le soulèvement de la Bresseet au nord en relation avec l'ancien forebulge miocène, ont certainement beaucoupd'importance. Cependant le recul d'un front d'érosion du nord vers le sud dans laplaine ne doit pas être suffisant pour expliquer seul la capture du fleuve vers le nord.

Les variations climatiques viennent complexifier le problème en faisant varierbeaucoup des paramètres du modèle au cours du temps. Pour l'instant nous nedisposons pas d'assez de résultats pour conclure sur leurs effets mais nous pensonsqu'elles doivent accentuer le processus de déviation du Rhin vers le nord.



8. Références bibliographiques

[ 1 ] van Balen R. T., Houtgast R. F., van der Wateren F. M., Vandenberghe J., Bogaart P. W.,2000. Sediment budget and tetectonic evolution of the Meuse catchment in the ardennes andthe Roer Valley Rift System. Global and Planetary Change 27, 1 13-129.

[ 2 ] Blavoux B. Dubar M., Daniel M., 1999. indices isotopiques (13C et 180) d'un importantrefroidissement du climat à la fin du Pliocène (fromation lacustre du Puimoisson, Alpes deHaute-Provence, France). Earth and Planetary Sciences 329, 183-188

[ 3 ] Becker A., 2000. The Jura Mountains _ an active foreland fold-and-thrust belt?.Tectonophysics 321, 381-406.

[ 4 ] Becker-Haumann R. A., 2001. The depositional history of the Bavarian Ailgaü area at theturn of the TertiarylQuaternary, Northern Alpine Foreland, Germany _ aset of Paleogeologicaimaps. Quaternary International 79, 55-64.

[ 5 ] Boenigk W., Frechen M., 2001. The loess record in sections at Koblenz-Metternich andTonchesberg in the Middle Rhine Area. Quaternary International 76177, 201-209.

[6] Bogaart P. W., van Balen R. T., 2000. Numerical modeling of the response of alluvial riversto Quaternary climate change. Global and Planetary Change 27, 147-163.

[ 7 ] Bogaart P. W., Tucker G. E., de Vries J. J., 2003. Channel network morphology andsediment dynamics under alternating periglacial and temperate regimes: a numerical simulationstudy. Geomorphology 1326, 1-21.

[ 8 ] Breyer F. Structure and Development of the Southern Part of the Rhine Graben Accordingto Geological and Geophysical Observations. 145- 155.

[9 ] Campy M., 1992. Paleogeographical relationships between Alpine and Jura glaciers duringthe two last Pleistocene glaciations. Paleogeographical, Paleoclimatology, Paleoecology 93, 1-12.

1 10] Canretier S., 2000. Cycle sismique et surrection de la chaîne de Curvan Bogd (Mongolie).Approche de la géomorphologie quantitative, 324 pages

[ 11 ] Carretier S., Lucazeau F., SUBMITTED. What is the effect of alluvial piedmonts onerosion dynamics of an uplift bloc. Basin Research.

[ 12 ] Cioetingh S., 2001. Perspectives on Environmental Earth System Dynamics. Global andPlanetary Change 27, 1-21.

[ 13 ] Damberck R., Thiemeyer H., 2002. Fluvial history of the northern Upper Rhine River(southwestern Germany) during the Lateglacial and Holocène times. Quaternary International93194, 53-63.



8. Références bibliographiques

[ 1 ] van Balen R. T., Houtgast R. F., van der Wateren F. M., Vandenberghe J., Bogaart P. W.,2000. Sediment budget and tetectonic evolution of the Meuse catchment in the ardennes andthe Roer Valley Rift System. Global and Planetary Change 27, 1 13-129.

[ 2 ] Blavoux B. Dubar M., Daniel M., 1999. indices isotopiques (13C et 180) d'un importantrefroidissement du climat à la fin du Pliocène (fromation lacustre du Puimoisson, Alpes deHaute-Provence, France). Earth and Planetary Sciences 329, 183-188

[ 3 ] Becker A., 2000. The Jura Mountains _ an active foreland fold-and-thrust belt?.Tectonophysics 321, 381-406.

[ 4 ] Becker-Haumann R. A., 2001. The depositional history of the Bavarian Ailgaü area at theturn of the TertiarylQuaternary, Northern Alpine Foreland, Germany _ aset of Paleogeologicaimaps. Quaternary International 79, 55-64.

[ 5 ] Boenigk W., Frechen M., 2001. The loess record in sections at Koblenz-Metternich andTonchesberg in the Middle Rhine Area. Quaternary International 76177, 201-209.

[6] Bogaart P. W., van Balen R. T., 2000. Numerical modeling of the response of alluvial riversto Quaternary climate change. Global and Planetary Change 27, 147-163.

[ 7 ] Bogaart P. W., Tucker G. E., de Vries J. J., 2003. Channel network morphology andsediment dynamics under alternating periglacial and temperate regimes: a numerical simulationstudy. Geomorphology 1326, 1-21.

[ 8 ] Breyer F. Structure and Development of the Southern Part of the Rhine Graben Accordingto Geological and Geophysical Observations. 145- 155.

[9 ] Campy M., 1992. Paleogeographical relationships between Alpine and Jura glaciers duringthe two last Pleistocene glaciations. Paleogeographical, Paleoclimatology, Paleoecology 93, 1-12.

1 10] Canretier S., 2000. Cycle sismique et surrection de la chaîne de Curvan Bogd (Mongolie).Approche de la géomorphologie quantitative, 324 pages

[ 11 ] Carretier S., Lucazeau F., SUBMITTED. What is the effect of alluvial piedmonts onerosion dynamics of an uplift bloc. Basin Research.

[ 12 ] Cioetingh S., 2001. Perspectives on Environmental Earth System Dynamics. Global andPlanetary Change 27, 1-21.

[ 13 ] Damberck R., Thiemeyer H., 2002. Fluvial history of the northern Upper Rhine River(southwestern Germany) during the Lateglacial and Holocène times. Quaternary International93194, 53-63.



[ 14 ] Einsele G., Hinderer M., 1998. Quantifying denudation and sediment-accumulationsystems (open and closed lakes) : basic concepts and first results. Paleogeography,Paleoclimatology, Paleoecology 140, 7-21.

I 15 J Fauquette S., Guiot J., Menut M., de Beaulieu J.-L., Reille M., Guenet P., 1999.Vegetation and climate since the last interglacial in the Vienne area (France). Global andPlanetary Change 20, 1-17.

[ 16] Fiorineth D., Schlüchter C, 1998. Alpine Evidence for Atmospheric Circulation Patterns inEurope during Last Glacial Maximum. Quaternary Research 54, 295-308.

[17] Frechen M., Oches E. A., Kohfeld K. E., 2003. Loess in Europe- mass accumulation ratesduring the Last Glacial Period. Quaternary Science Reviews 22, 1835-1857.

[ 18 ] Garcia-Castellanos D., Cioetingh S., van Balen R., 2000. Modelling the Middle Pleistoceneuplift in the Ardennes-Rhenish Massif : thermo-mechanical weakening under the Eifel?. GlobalPlanetary Change 27. 39-52.

[ 19 ] Garcia-Castellanos D., Cioetingh S., 2001. NEESDI-Final Report. Component 2B. VrijeUniversiteit Amsterdam, 25p.

[ 20 ] Gangloff P., 1981. Traces d'un pergélisol villafranchien dans les alluvions du Sungau.Geofomm 12, 273-280.

[21 ] Giamboni M., Ustaszewski K., Schmid S. M., Schumacher M. E., Wetzel A., 2004. Piio-Pieistocene transpressional reactivation of Paleozoic and Paleocene structures in the Rhine-Bresse transform zone (northern Switzeriand and Eastern France). Journal of Earth Sciences(Geol Rundsch) 93, 207-223.

[ 22 ] Giamboni M., Schneider B., Wetzel A.,SUBMiTTED. Geomorphic response of alluvialrivers to active tectonics : example from the southem Rhine Graben. Zeitschrift furGéomorphologie.

[ 23 ] Giamboni M., Wetzel A., Schumacher M. £., 2004. Plio-Pieistocnen folding in the southemRhine-Graben recorded by the evolution of the drainage network (Sungau area ; northwesternSwitzeriand and France). Eclogae geologicae Helvetiae, ACCEPTED.

[ 24 ] Granet M., 1998. Des images du système lithosphère-asthénosphère sous la France :l'apport de la tomographie télésismique et de l'anisotropie sismique. CNFGG RapportQuadriennal

[25] Granet M., Scheming M., Ziegler P., Dezès P., 2001. 2^ EUCOR-URGENT WORKSHOP

[ 26 ¡Guillaume A., Guillaume S., 1982, L'érosion dans les Alpes au Plio-Quatemaire et auMiocène, Eclogae geologicae Helvetiae 75, 247-268

[27 ] Guiter F., Andrieu-Ponel V, de Beaulieu J.-L., Cheddadi R., Calvez M., Ponel P., ReilleM., Keller T., Goeury C, 2003. The last climatic cycles in Westem Europe: a comparisonbetween long continuous lacustrine sequences from France and over terrestrial records.Quaternary International 111, 59-74.



[ 14 ] Einsele G., Hinderer M., 1998. Quantifying denudation and sediment-accumulationsystems (open and closed lakes) : basic concepts and first results. Paleogeography,Paleoclimatology, Paleoecology 140, 7-21.

I 15 J Fauquette S., Guiot J., Menut M., de Beaulieu J.-L., Reille M., Guenet P., 1999.Vegetation and climate since the last interglacial in the Vienne area (France). Global andPlanetary Change 20, 1-17.

[ 16] Fiorineth D., Schlüchter C, 1998. Alpine Evidence for Atmospheric Circulation Patterns inEurope during Last Glacial Maximum. Quaternary Research 54, 295-308.

[17] Frechen M., Oches E. A., Kohfeld K. E., 2003. Loess in Europe- mass accumulation ratesduring the Last Glacial Period. Quaternary Science Reviews 22, 1835-1857.

[ 18 ] Garcia-Castellanos D., Cioetingh S., van Balen R., 2000. Modelling the Middle Pleistoceneuplift in the Ardennes-Rhenish Massif : thermo-mechanical weakening under the Eifel?. GlobalPlanetary Change 27. 39-52.

[ 19 ] Garcia-Castellanos D., Cioetingh S., 2001. NEESDI-Final Report. Component 2B. VrijeUniversiteit Amsterdam, 25p.

[ 20 ] Gangloff P., 1981. Traces d'un pergélisol villafranchien dans les alluvions du Sungau.Geofomm 12, 273-280.

[21 ] Giamboni M., Ustaszewski K., Schmid S. M., Schumacher M. E., Wetzel A., 2004. Piio-Pieistocene transpressional reactivation of Paleozoic and Paleocene structures in the Rhine-Bresse transform zone (northern Switzeriand and Eastern France). Journal of Earth Sciences(Geol Rundsch) 93, 207-223.

[ 22 ] Giamboni M., Schneider B., Wetzel A.,SUBMiTTED. Geomorphic response of alluvialrivers to active tectonics : example from the southem Rhine Graben. Zeitschrift furGéomorphologie.

[ 23 ] Giamboni M., Wetzel A., Schumacher M. £., 2004. Plio-Pieistocnen folding in the southemRhine-Graben recorded by the evolution of the drainage network (Sungau area ; northwesternSwitzeriand and France). Eclogae geologicae Helvetiae, ACCEPTED.

[ 24 ] Granet M., 1998. Des images du système lithosphère-asthénosphère sous la France :l'apport de la tomographie télésismique et de l'anisotropie sismique. CNFGG RapportQuadriennal

[25] Granet M., Scheming M., Ziegler P., Dezès P., 2001. 2^ EUCOR-URGENT WORKSHOP

[ 26 ¡Guillaume A., Guillaume S., 1982, L'érosion dans les Alpes au Plio-Quatemaire et auMiocène, Eclogae geologicae Helvetiae 75, 247-268

[27 ] Guiter F., Andrieu-Ponel V, de Beaulieu J.-L., Cheddadi R., Calvez M., Ponel P., ReilleM., Keller T., Goeury C, 2003. The last climatic cycles in Westem Europe: a comparisonbetween long continuous lacustrine sequences from France and over terrestrial records.Quaternary International 111, 59-74.



[ 28 ] Hanks T. C, 1999, The age of scarplike landforms from diffusion-equation analysis. InQuaternary geochronology: methods and applications, edited by J.S. noller, J.M. Sowers, andW.R. lettis, 3í3p.

[ 29 ] Hinderer M., 2001. Late Quaternary denudation of the Alps, valley and lake fillings andmodern river loads. Geodinámica Acta 14, 231-263.

[ 30 ] Hinzen K.-G., 2003. Stress field in htenorth westem Rhine area, Cenral Europe, fromEarthquake fault plane solutions. Techtonophysics 377, 325-356.

[ 31 ] van Huissteden J. K, Gibbard P. L., Briant R. M., 2001. Periglacial fluvial systems innorthxest Europe during marine isotope stages 4 and 3. Quaternary International 79, 75-88.

[ 32 ] van Huissteden J. K, Pollard D., 2002. Oxygen isotope stage 3 fluvial and eoliansuccessions in Europe compared with climate model results. Quaternary Research 59, 223-233.

[33] Kasse C, Vandenberghe J., van Huissteden J. K., Bohncke S. P. P., Bos J. A. A., 2003.Sensitivity of Weichselian fluvial systems to climate change (Nochten mine, eastern Germany).Quaternary Science Reviews 22, 2141-2156.

[34] Keller O., Krayss E., 1993. The rhine-linth glacier in the upper wurm : a model of the lastalpine glaciation. Quaternary International 18, 15-27.

[ 35 ] Kukla G., Cilek V., 1995. Plio-Pleistocene megacycles: record of climate and tectonics.Paleogeography, Paleoclimatology, Paleoecology 120, 171-194.

[ 36 ] Kuhlemann J., 2001. Post sediment budget of Circum Alpine basins (Central Europe),Mem. Sci. Geol. Padova 52, 1-91.

[ 37 ] Laubscher /-/., 2001. Plate interactions at the southern end of the Rhine graben.Tectonophysics 343, 1-19.

[38 ] Lemielle F., Gushing M. £., Cotton F., Grellet B., Ménillet F., Audru J.-C, Renardy F.,Fléhoc C, 1999. Traces d'activités pleistocene de failles dans le Nord du fossé du Rhinsupérieur (plaine d'Alsace, France). Earth and Planetary Sciences 328, 839-846.

[ 39 ] Liaghat C, Villemin T., Jouanne F., 1998. Déformation verticale actuelle dans la partie suddu fossé d'Alsace. Earth and Planetary Sciences 327, 55-60.

[ 40 ] Mol J., Vandenberghe J., Kasse C, 2000. River response to variations of periglacialclimate in mid-latitude Europe. Geomorphology 33, 131-148.

[ 41 ] Meyer-Peter £., Müller R., 1948. Formulas for bed-load transportation. In Proc. 2ndCongress I.A.H.R. Stockolm.

[ 42 ] Müller B. U., 2000. Paraglacial sedimentation and denudation processes in an Alpinevalley of Switzeriand. An approach to the quantification of sediment budgets. Geodinámica Acta12, 291-301.

[ 43 ] Nivière B., Brüstle A., Carretier S., Bertrand G., Fracassi U., Winter T., SUBMITTED.Quantification of the Pleistocene tectonic deformation along the southeastern border of theupper Rhine graben (Freiburg area im Brisgau area, Germany).



[ 28 ] Hanks T. C, 1999, The age of scarplike landforms from diffusion-equation analysis. InQuaternary geochronology: methods and applications, edited by J.S. noller, J.M. Sowers, andW.R. lettis, 3í3p.

[ 29 ] Hinderer M., 2001. Late Quaternary denudation of the Alps, valley and lake fillings andmodern river loads. Geodinámica Acta 14, 231-263.

[ 30 ] Hinzen K.-G., 2003. Stress field in htenorth westem Rhine area, Cenral Europe, fromEarthquake fault plane solutions. Techtonophysics 377, 325-356.

[ 31 ] van Huissteden J. K, Gibbard P. L., Briant R. M., 2001. Periglacial fluvial systems innorthxest Europe during marine isotope stages 4 and 3. Quaternary International 79, 75-88.

[ 32 ] van Huissteden J. K, Pollard D., 2002. Oxygen isotope stage 3 fluvial and eoliansuccessions in Europe compared with climate model results. Quaternary Research 59, 223-233.

[33] Kasse C, Vandenberghe J., van Huissteden J. K., Bohncke S. P. P., Bos J. A. A., 2003.Sensitivity of Weichselian fluvial systems to climate change (Nochten mine, eastern Germany).Quaternary Science Reviews 22, 2141-2156.

[34] Keller O., Krayss E., 1993. The rhine-linth glacier in the upper wurm : a model of the lastalpine glaciation. Quaternary International 18, 15-27.

[ 35 ] Kukla G., Cilek V., 1995. Plio-Pleistocene megacycles: record of climate and tectonics.Paleogeography, Paleoclimatology, Paleoecology 120, 171-194.

[ 36 ] Kuhlemann J., 2001. Post sediment budget of Circum Alpine basins (Central Europe),Mem. Sci. Geol. Padova 52, 1-91.

[ 37 ] Laubscher /-/., 2001. Plate interactions at the southern end of the Rhine graben.Tectonophysics 343, 1-19.

[38 ] Lemielle F., Gushing M. £., Cotton F., Grellet B., Ménillet F., Audru J.-C, Renardy F.,Fléhoc C, 1999. Traces d'activités pleistocene de failles dans le Nord du fossé du Rhinsupérieur (plaine d'Alsace, France). Earth and Planetary Sciences 328, 839-846.

[ 39 ] Liaghat C, Villemin T., Jouanne F., 1998. Déformation verticale actuelle dans la partie suddu fossé d'Alsace. Earth and Planetary Sciences 327, 55-60.

[ 40 ] Mol J., Vandenberghe J., Kasse C, 2000. River response to variations of periglacialclimate in mid-latitude Europe. Geomorphology 33, 131-148.

[ 41 ] Meyer-Peter £., Müller R., 1948. Formulas for bed-load transportation. In Proc. 2ndCongress I.A.H.R. Stockolm.

[ 42 ] Müller B. U., 2000. Paraglacial sedimentation and denudation processes in an Alpinevalley of Switzeriand. An approach to the quantification of sediment budgets. Geodinámica Acta12, 291-301.

[ 43 ] Nivière B., Brüstle A., Carretier S., Bertrand G., Fracassi U., Winter T., SUBMITTED.Quantification of the Pleistocene tectonic deformation along the southeastern border of theupper Rhine graben (Freiburg area im Brisgau area, Germany).



[ 44 ] Nivière B., Winter T., 2000. Pleistocene northwards fold propagation of the Jura within thesouthem Upper Rhine Graben : seismotectonic implications. Global and Planetary Change 27,263-288.

[ 45 ] Parker G., Paola C, Whipple K. X., Mohrig D., 1998. Journal of Hydraulic Engineering985-995.

[46] Preusser F., Müller B. U., Schlüchter C, 1999. Luminescence Dating of Sediments fromthe Luhem Valley, Central Switzeriand, and Implications of the Chronology of the Last GlacialCycle. Quaternary Research 55, 215-222.

[ 47 ] Rey F., Bailáis J.-L., Marre A., Rovéra G., 2004. Rôle de la végétation dans la protectioncontre l'érosion hydrique de surface. C. R. Géosciences 336, 991-998.

[ 48 ] Rozsa S., Heck B., Mayer M., Seitz K, Westerhaus M., Zippeit K.. SUBMITTED.Détennination of Displacements in the Upper Rhine Area from GPS and Leveling Data.

[49 ] Ruhland M., ?. Le rôle des décrochements dans ie socle vosgien et en bordure du Fossérhénan. ?, 167-171.

[ 50 ] Schmacher M. E., 2002. Upper Rhine Graben : Role of preexisting structures during riftevolution. Tectonics 21, 1-16.

[51 ] Simler L., Théobalg N., ?. Les alluvions plio-quatemaires du Fossé rhénan (secteur plained'Alsace). ?, 75-78.

[52]Sissingh W., 1997. Comparative Tertiary stratigraphy of the Rhine Graben, Bresse Grabenand Molasse Basin : correlation of Alpine foreland events. Tectonophysics 300, 249-284.

[ 53 ] Sissingh W., 2003. Tertiary paieogeographic and tectonostratigraphic evolution of theRhenish Triple Junction. Paleogeographical, Paleoclimatology, Paleoecology 196, 229-263.

[ 54 ] Sittler C, 1969. Le fossé Rhénan en Alsace : aspect structural et histoire géologique.Revue de Géographie Physique et de Géologie Dynamique 11, 465-494.

[ 55 ] Stock J. and Montgomery D. R., 1999. Geological constraints on bedrock river incisionusing the stream power law. Journal of Geophysical Research 104, 4983-4993

[56] Tornqvist T. E., Waliinga J., Murray A. S., de Wolf H., Cleveringa P., de Gans W., 2000.Response of the Rhine-Meuse system (west-central Netheriands) to the last Quaternary glacio-eustatic cycles: a first assessment. Global Planetary Change 27, 89-111.

[ 57 ] Tucker G. E., Slingeriand R., 1996. Predicting sediment flux from fold and thrust belts.Basin Research 8, 329-349.

[58] Tucker G. E., Slingeriand R., 1997. Drainage basin responses to climate change. WaterResources Research 33, 2031-2047.

[ 59 ] Whipple K. X., Tucker G. £., 1999, Dynamics of the stream-power incision model:implication for height limits of mountain ranges, landscape response timescales, and researchneeds. J. geophys. Res., 104:17,661 [17,674.



[ 44 ] Nivière B., Winter T., 2000. Pleistocene northwards fold propagation of the Jura within thesouthem Upper Rhine Graben : seismotectonic implications. Global and Planetary Change 27,263-288.

[ 45 ] Parker G., Paola C, Whipple K. X., Mohrig D., 1998. Journal of Hydraulic Engineering985-995.

[46] Preusser F., Müller B. U., Schlüchter C, 1999. Luminescence Dating of Sediments fromthe Luhem Valley, Central Switzeriand, and Implications of the Chronology of the Last GlacialCycle. Quaternary Research 55, 215-222.

[ 47 ] Rey F., Bailáis J.-L., Marre A., Rovéra G., 2004. Rôle de la végétation dans la protectioncontre l'érosion hydrique de surface. C. R. Géosciences 336, 991-998.

[ 48 ] Rozsa S., Heck B., Mayer M., Seitz K, Westerhaus M., Zippeit K.. SUBMITTED.Détennination of Displacements in the Upper Rhine Area from GPS and Leveling Data.

[49 ] Ruhland M., ?. Le rôle des décrochements dans ie socle vosgien et en bordure du Fossérhénan. ?, 167-171.

[ 50 ] Schmacher M. E., 2002. Upper Rhine Graben : Role of preexisting structures during riftevolution. Tectonics 21, 1-16.

[51 ] Simler L., Théobalg N., ?. Les alluvions plio-quatemaires du Fossé rhénan (secteur plained'Alsace). ?, 75-78.

[52]Sissingh W., 1997. Comparative Tertiary stratigraphy of the Rhine Graben, Bresse Grabenand Molasse Basin : correlation of Alpine foreland events. Tectonophysics 300, 249-284.

[ 53 ] Sissingh W., 2003. Tertiary paieogeographic and tectonostratigraphic evolution of theRhenish Triple Junction. Paleogeographical, Paleoclimatology, Paleoecology 196, 229-263.

[ 54 ] Sittler C, 1969. Le fossé Rhénan en Alsace : aspect structural et histoire géologique.Revue de Géographie Physique et de Géologie Dynamique 11, 465-494.

[ 55 ] Stock J. and Montgomery D. R., 1999. Geological constraints on bedrock river incisionusing the stream power law. Journal of Geophysical Research 104, 4983-4993

[56] Tornqvist T. E., Waliinga J., Murray A. S., de Wolf H., Cleveringa P., de Gans W., 2000.Response of the Rhine-Meuse system (west-central Netheriands) to the last Quaternary glacio-eustatic cycles: a first assessment. Global Planetary Change 27, 89-111.

[ 57 ] Tucker G. E., Slingeriand R., 1996. Predicting sediment flux from fold and thrust belts.Basin Research 8, 329-349.

[58] Tucker G. E., Slingeriand R., 1997. Drainage basin responses to climate change. WaterResources Research 33, 2031-2047.

[ 59 ] Whipple K. X., Tucker G. £., 1999, Dynamics of the stream-power incision model:implication for height limits of mountain ranges, landscape response timescales, and researchneeds. J. geophys. Res., 104:17,661 [17,674.



[ 60 ] BRGM-service eau, 2002. Situation Hydroiogique: Bilan Annuel. Ministère de l'écologie etdu développement durable Bulletin n'O, 16p.

BRGM/RP-54885-FR - Rapport final, d'avancement ou intennédiaire 65


[ 60 ] BRGM-service eau, 2002. Situation Hydroiogique: Bilan Annuel. Ministère de l'écologie etdu développement durable Bulletin n'O, 16p.

BRGM/RP-54885-FR - Rapport final, d'avancement ou intennédiaire 65

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