Chapitre 1
Variabilité physique de l’estuaire, évolution géomorphologique et dynamique hydro-sédimentaire
p. 26-47
Texte intégral
1Le fonctionnement physique de l’estuaire de la Gironde est le résultat de l’interaction entre la marée, les débits fluviaux et la morphologie. C’est un cas typique d’estuaire convergent, avec des sections mouillées larges en aval, qui rétrécissent fortement vers l’amont. Cela a pour conséquence l’amplification et l’asymétrie de l’onde de marée en se propageant vers les fleuves. L’asymétrie de la marée est le mécanisme principal à l’origine du piégeage et de la remontée vers l’amont des sédiments en suspension apportés par les fleuves, formant ainsi le bouchon vaseux dont les concentrations en sédiments en suspension sont bien supérieures à la plupart des estuaires dans le monde. Les stratifications de salinité, typiques des estuaires, sont relativement faibles en Gironde en raison du mélange vertical généré par les forts courants de marée. La circulation résiduelle de densité qui en résulte contribue à limiter la dispersion des matières en suspension vers l’aval. Les particules du bouchon vaseux sont formées d’agrégats, ou « flocs », encore mal connus, qui sédimentent rapidement à chaque marée formant sur le fond une « crème de vase » épaisse qui comble les chenaux et justifie le dragage de maintien des profondeurs navigables. La crème de vase et le bouchon vaseux subissent ensemble les fluctuations saisonnières du débit fluvial et se déplacent d’amont en aval. Les évolutions morphologiques de l’estuaire constatées depuis 1953 indiquent que la position moyenne du bouchon vaseux, contrôlée par les débits, a eu un effet prépondérant sur les changements des sections observés. Des changements importants se sont opérés dans la Garonne estuarienne où les extractions de granulats des années 1960 et la réduction des débits de fleuves ont contribué à l’amplification de la marée et à la remontée moyenne du bouchon vaseux, entraînant la modification des fonds et l’augmentation durable de la turbidité.
Introduction
2L’estuaire de la Gironde est avant tout un espace physique à l’interface entre fleuves et océan qui se transforme sous l’effet des forces continentales et marines. À l’instar de la plupart des estuaires de par le monde, le fonctionnement de la Gironde est principalement influencé par les interactions entre la marée, le débit fluvial, la morphologie et les sédiments transportés, dans un contexte fortement impacté par l’homme. Les services écosystémiques d’un estuaire sont fondamentalement liés aux caractéristiques de ces interactions physiques qui façonnent l’habitat dans lequel l’écosystème estuarien se développe. Aussi, dans ce chapitre, nous abordons le fonctionnement hydro-morpho-sédimentaire de l’estuaire. Pour cela, nous ferons appel aux travaux qui font toujours référence pour l’estuaire de la Gironde, mais aussi aux études les plus récentes réalisées dans le cadre de recherches académiques, et publiées sous la forme d’articles scientifiques, communications ou thèses d’université. La question de l’évolution hydro-morpho-sédimentaire récente est également abordée, en particulier dans la perspective des changements globaux.
I. Le fonctionnement hydro-morpho-sédimentaire de l’estuaire aujourd’hui
3La morphologie globale de l’estuaire est caractérisée par l’existence de quatre grandes unités (Allen, 1972 ; Castaing, 1981 ; figure 1).
4En amont de la confluence du Bec d’Ambès, les fleuves tidaux de la Garonne et la Dordogne forment l’estuaire fluvial. Ils se caractérisent par un unique chenal sinueux à faible pente et des sections étroites. Les rives convexes, où les alluvions se déposent, sont moins profondes que les rives concaves soumises à l’érosion. Sur la Dordogne, les méandres sont particulièrement nombreux, spécialement dans la région de Libourne. Sur la Garonne, la zone la plus sinueuse se trouve en amont de Bordeaux. La largeur des zones intertidales est très réduite dans les fleuves tidaux ; elle dépasse quelques mètres, mais présente de fortes pentes.
5La constitution des fonds de la Garonne, mieux documentée que la Dordogne, peut se résumer ainsi (Castaing et al., 2006) :
Entre Bec d’Ambes et Latresne (10,5 km en amont de Bordeaux), le fond est essentiellement constitué de vase ;
De Latresne à Cadillac, des fonds sableux, sablo-vaseux et vaseux sont présents ;
À l’amont de Cadillac, le fond est composé de sables, galets et graviers. Certaines sections de cette région sont caractérisées par des substratums durs (calcaire ou marne) ;
Entre Langon et La Réole, le fond est constitué de galets et de gros graviers.
6Des observations ponctuelles indiquent une variabilité saisonnière importante de cette couverture sédimentaire en amont de Bordeaux, liée principalement à la remontée du bouchon vaseux en étiage, période pendant laquelle les sables et graviers sont recouverts de vase. Bien que cette variabilité ne soit pas documentée dans la littérature scientifique, il existe des indices d’une alternance entre des dépôts sableux ou sablo-graveleux en hiver et au printemps, et des dépôts plus vaseux en été et à l’automne (Castaing et al., 2006).
Figure 1. Synthèse des caractéristiques morpho-sédimentaires de l’estuaire de la Gironde (d’après Allen, 1972)

7À l’aval de la confluence, l’estuaire peut être subdivisé en trois zones morphologiques (Darlymple, 1992).
L’estuaire « amont » se caractérise par deux chenaux principaux séparés par un « delta » où se développent de nombreuses îles et des bancs sableux, ainsi que des chenaux secondaires méandriformes (Billy et al., 2012). Les zones intertidales sont plus étendues que dans l’estuaire fluvial et atteignent quelques dizaines de mètres de large.
L’estuaire « aval » est un bassin très large et peu profond, sans îles, mais avec de nombreux hauts-fonds. La sédimentation est essentiellement vaseuse et les vasières intertidales atteignent leur largeur maximum.
Le chenal de la rive gauche fait l’objet de dragages d’entretien afin de garantir une profondeur suffisante pour la navigation. Sa profondeur sous-étiage est comprise entre 8 et 12 m (figure 2). Le chenal de la rive droite (chenal de Saintonge) évolue de façon naturelle et présente des profondeurs moyennes sous étiage autour de 5 m. Les fonds des chenaux sont principalement vaseux mais deviennent progressivement sableux vers l’aval à proximité de l’embouchure.
L’embouchure est la dernière zone morphologique avant l’océan à proprement parler. Elle est séparée de l’estuaire aval par un étranglement dans lequel un chenal unique atteint plus de 25 m de profondeur avant de se diviser en deux passes. L’embouchure est constituée d’un socle rocheux au-dessus duquel se développe une couverture sableuse qui forme des bancs modelés par les courants de marée, appelés deltas de flot et de jusant.
8La carte des fonds sédimentaires établie dans les années 1960 (Allen, 1972) a été mise à jour en 1998 (Kapsimalis et al., 2004). Elle montre que les fonds n’ont quasiment pas varié en termes de faciès sédimentaires, hormis le chenal aval proche de l’embouchure qui semble avoir évolué d’un fond sableux vers un fond vaseux (figure 2 a et b). Cette analyse à grande échelle temporelle et spatiale ne rend pas compte des variations à plus petite échelle, moins suivies dans l’estuaire. Les rares données de ce type sont issues des suivis réglementaires réalisés par l’unité de recherche EPOC1 dans le cadre de la surveillance écologique liée à la Centrale du Blayais et sont commentées plus loin.
Figure 2. Gauche : bathymétrie de l’estuaire en 2005 (données GPMB). Droite : nature des fonds sédi-mentaires. (a) en 1998, (b) dans les années 1960s (d’après Kapsimalis et al., 2004)

Marée et circulation
Rappel sur la marée océanique
9La marée est une onde océanique qui résulte de la force centrifuge liée à la rotation de la terre autour du soleil et des forces d’attraction exercées par la Lune et le Soleil. L’amplitude de ces forces et celle de la marée oscillent en fonction des mouvements relatifs des astres et de la Terre. Fondamentalement, en tout point de l’océan, la marée est semi-diurne, c’est-à-dire que le plan d’eau oscille selon un cycle de 12 h 25 mn, avec deux pleines mers et deux basses mers par jour. La différence de hauteur entre la pleine mer et la basse mer suivante est le marnage, qui varie d’une marée à l’autre. La Terre, la Lune et le Soleil sont alignés tous les 14 jours, ce qui engendre les marées de vives-eaux, à fort marnage. Les vives-eaux alternent avec des périodes où la Lune est à 90° de l’axe Terre-Soleil, générant les marées de mortes-eaux, à faible marnage. En France, le marnage est exprimé par un coefficient de marée, qui varie entre 20 (mortes-eaux) et 120 (vives-eaux).
La marée dans l’estuaire
10Le marnage dans le golfe de Gascogne augmente depuis le Pays Basque vers les Pertuis Charentais du fait de l’élargissement du plateau continental (Le Cann, 1990). À l’embouchure de l’estuaire de la Gironde, le marnage est compris entre 1,5 m en mortes-eaux et 5,5 m en vives eaux. À la station de Port Bloc, au Verdon, la marée est encore sinusoïdale (figure 3 a et b), mais lors de sa propagation dans l’estuaire, elle se déforme sous l’effet de la diminution des profondeurs, du rétrécissement des sections et du frottement du fond et des berges. Globalement, l’onde vers l’amont devient asymétrique (marée montante plus courte que marée descendante) et le marnage s’amplifie. L’estuaire de la Gironde est qualifié de ce fait d’estuaire convergent ou hypersynchrone.
Figure 3. Enregistrements marégraphiques du Port de Bordeaux en 2012 (a) en morte-eau, et (b) en vives-eaux (Ross et Sottolichio, 2016)

11Les enregistrements marégraphiques permanents du Port de Bordeaux ont été analysés afin d’identifier les ondes (ou harmoniques) qui constituent la marée totale (Ross et Sottolichio, 2016). Ces constituants sont de type semi-diurne M2 (lunaire semi-diurne principale), S2 (solaire semi-diurne principale) et N2 (lunaire elliptique semi-diurne) avec des périodes respectives de 12 h 25 mn, 12 h 0 mn et 12 h 40 mn. L’onde M2 s’amplifie vers l’amont d’environ 0,59 cm/km jusqu’à atteindre 1,75 m à Bordeaux. La marée met environ 2 h 31 mn pour parcourir la distance de l’embouchure (Port Bloc) jusqu’à Bordeaux2.
12En amont de Bordeaux, la marée est en général beaucoup moins documentée. Le marnage est maximal au niveau de Podensac ou Cadillac, à 30 km en amont de Bordeaux (Bonneton et al., 2015 ; figure 4 et figure 5). À La Réole, considérée comme la limite de propagation de la marée dynamique en Garonne, un léger signal de marée se fait sentir en conditions fluviales d’étiage, lors de la pleine mer de vives-eaux (figure 4).
Figure 4. Marée du 10 septembre 2010, coefficient 116 (altimétrie NGF-IGN69). Pk 93 : Le Verdon ; Pk 49 : Pauillac ; Pk 03 : Bordeaux ; Pk -32 : Podensac : Pk -47 Langon ; Pk -67 : La Réole (d’après Bonneton et al., 2015)

13L’amplification de la marée dans l’estuaire est modulée par le marnage de l’onde océanique incidente. La convergence des rives a pour effet de concentrer l’énergie et d’augmenter la hauteur de l’onde ; à l’opposé, le frottement de l’eau sur les berges a pour effet de réduire la hauteur. Le frottement sur les berges est plus important en vives-eaux qu’en mortes-eaux, ce qui explique que l’amplification soit maximale en mortes-eaux (+2 m entre Le Verdon et Podensac) et minimale en vives-eaux (+1 m entre Le Verdon et Podensac, figure 5). Dans tous les cas, l’estuaire conserve son caractère convergent ou hypersynchrone sur quasiment la même distance.
Figure 5. Évolution du marnage mesuré en septembre 2010. Données GPMB et EPOC

14Le débit fluvial a également un effet sur l’amplification du marnage, puisque les forts débits d’eau douce peuvent contrarier la propagation de la marée en amont. Pour une marée donnée de même marnage à l’embouchure, l’amplification sera plus importante en étiage et moins importante en crue (Bonneton et al., 2015).
Le mascaret
15Un ressaut de marée, appelé mascaret, se développe dans les portions tidales de la Dordogne et la Garonne. Le mascaret a souvent été associé exclusivement aux marées de vives-eaux et à l’étiage fluvial. Des campagnes de terrain récentes dans la Garonne amont (Bonneton et al., 2011) ont établi qu’un ressaut de marée se produit même pour des petits coefficients de marée et pour des débits fluviaux soutenus. En effet, entre février et avril 2010, le ressaut s’est produit pour 63 des 97 marées enregistrées (65 %). Mais dans ces conditions, le ressaut est peu visible et ne peut être révélé que par la mesure à haute fréquence du niveau d’eau (par exemple, par des capteurs de pression, figure 6, p. 32).
Figure 6 (à gauche). Variations du niveau d’eau à Podensac, mesuré le 10 septembre 2010. a) évolution de la marée. b) zoom sur 3 minutes à la renverse de marée basse, avec développement du mascaret (d’après Bonneton et al., 2011)

16Le mascaret correspond au ressaut de marée visible, de plus forte cambrure, associé à de forts courants de marée, dirigés vers l’amont (figure 7 c et d, p. 32). La formation du mascaret dépend essentiellement du rapport local entre le marnage et la profondeur de l’estuaire et est favorisée par un faible débit fluvial. En étiage notamment, un fort pic de courant lié au mascaret est visible au moment de la renverse (figure 7 b et d). À l’inverse, en cas de fort débit fluvial, les courants associés au ressaut seront relativement amortis par le débit (figure 7 a et c).
Figure 7. Évolution de la marée et du courant dans l’axe du chenal (intégré sur la verticale) à Podensac, mesurés toutes les 5 minutes sur un cycle semi-diurne de vive-eau (marnage à l’embouchure > 5 m). a et c) conditions de forts débits fluviaux (681 m3.s-1). b et d) faibles débits (128 m3.s-1). Ligne bleue ; courant mesuré à 1,5 m au-dessus du fond (d’après Bonneton et al., 2015).

Salinité et gradients de densité
17La salinité dans l’estuaire résulte du mélange entre les eaux salées apportées par la marée et les eaux douces apportées par le débit fluvial. Un gradient horizontal oscille le long de l’estuaire en fonction du rythme des marées et des variations saisonnières du débit fluvial. Le mélange des eaux de densités différentes s’accompagne d’un gradient vertical de salinité (figure 8) car l’eau salée, plus dense, s’écoule en dessous de l’eau douce. La mesure ponctuelle des salinités montre que les variations des gradients verticaux sont permanentes et fortement influencées par les courants. Les oscillations de la salinité sont plus fortes dans le chenal de navigation que dans les zones moins profondes (Ross et al., 2017). En vives-eaux, en un point donné de l’estuaire, la salinité varie davantage au cours de la marée car l’excursion longitudinale des masses d’eau est plus importante et le mélange vertical est plus intense, réduisant les différences de salinité entre la surface et le fond. Au contraire, en mortes-eaux, la salinité varie moins au cours du temps et la colonne d’eau est plus stratifiée (figure 9). Dans tous les cas, la stratification dans cette zone de l’estuaire est toujours plus forte en flot et à pleine mer ; en jusant les salinités sont toujours plus homogènes.
Figure 8. Variations du profil vertical de salinité mesurées dans l’estuaire moyen le 14 avril 2015 (morte-eau) et le 20 avril 2015 (vive-eau). Localisation des radiales an haut. D’après Ross et al., 2017

18La modélisation 3D permet d’accéder, par le calcul, à la distribution horizontale des salinités et des gradients horizontaux et verticaux qu’il n’est pas possible de déterminer par les seules mesures in situ (figure 9, p. 33). Par forts débits (1 200 m3.s-1) et mortes-eaux, le gradient horizontal est resserré en aval de l’estuaire. C’est dans cette zone que la différence de salinité fond-surface est maximale, avec une stratification plus forte près de la rive droite. Le nombre de Richardson, qui est un indicateur de stratification de densité dans la colonne d’eau, est maximum dans cette même zone (Ri > 10), ainsi que plus en aval dans la passe de l’Ouest. Par faibles débits fluviaux (200 m3.s-1) et vives-eaux, le gradient longitudinal s’étend au maximum et la salinité remonte vers l’amont de l’estuaire, au moins jusqu’à la confluence du Bec d’Ambès. En même temps, la différence de salinité surface-fond est minimale car les forts courants de marée favorisent le mélange vertical dans tous les points de l’estuaire et les fleuves apportent peu d’eau douce. Ainsi, la stratification de densité est minimale, comme le montre le nombre Ri, avec des valeurs proches de 0 dans quasiment tout l’estuaire. À noter que la zone aval de l’estuaire, proche de la rive droite, présente toujours un maximum relatif de stratification puisque c’est la zone où l’écoulement d’eau douce en surface est renforcé par le courant de jusant dominant.
Figure 9. Distribution des salinités (surface et fond) simulées par le modèle SiAM 3D pour des débits de 1 200 et 200 m3.s-1, (d’après Bouvier et al., 2016)

19Les oscillations saisonnières de la salinité dans l’estuaire fluvial sont mieux documentées depuis la mise en place du réseau MAGEST (Etcheber et al., 2011) et seront abordées dans le chapitre 4.
Courants et circulation
20Les courants sont principalement contrôlés par la marée mais varient spatialement en fonction de la morphologie et temporellement en fonction du débit fluvial. Les vitesses maximales sont observées dans les chenaux où, en vives-eaux, elles peuvent atteindre 3 m.s-1 en surface (Allen et al., 1980 ; Castaing, 1981). Les vitesses près du fond sont toujours moins élevées qu’en surface. Les vitesses près du fond sont cruciales car elles contrôlent les possibilités de remise en suspension des sédiments déposés. Dans les chenaux, elles peuvent atteindre jusqu’à 1,5 m.s-1.
Variations longitudinales et latérales
21Les caractéristiques des courants sont liées à celle de l’onde de marée. La figure 10 (issue de modélisation numérique) montre l’évolution des courants près du fond pendant un cycle de marée, le long de l’axe estuarien. L’asymétrie de l’onde favorise progressivement les courants de marée montante, dits courants de flot, qui seront plus intenses que les courants de marée descendante, dits de jusant. Ceci se vérifie dès la transition entre l’estuaire aval et l’estuaire amont (Pauillac), mais l’effet devient très visible dans l’estuaire fluvial (figure 10, p. 33). La dominance du flot et l’intensité du courant suivent a priori le marnage. Étant donné le caractère hypersynchrone de l’estuaire et de la Garonne estuarienne, c’est donc en amont de Bordeaux (secteur de Podensac/Cadillac) que les vitesses sont les plus fortes puisque l’amplitude de la marée y est maximale.
Figure 10. Courant simulés par le modèle SiAM 3D. À gauche : a) courbes de marée b) courants à 1 m au-dessous du fond. À droite : grille du modèle et localisation des stations. Les points en couleur désignent les stations correspondantes aux courbes de marée et de courant (d’après Van Maanen et Sottolichio, 2018)

22La répartition horizontale des vitesses maximales du courant, en distinguant le flot et le jusant, a été obtenue par modèle (figure 11). Les vitesses sont toujours plus fortes en surface qu’au fond, et nettement plus importantes dans le chenal de navigation. En surface, le jusant est plus important que le flot et notamment en aval, près de la rive droite, qui est la zone à dominance de jusant de l’estuaire, et c’est aussi la région la plus stratifiée du point de vue des salinités. Près du fond, le flot atteint des vitesses plus élevées que le jusant, sauf sur les hauts-fonds de l’estuaire aval, à côté du chenal.
Figure 11. Répartition des vitesses maximales en vive-eau, en flot et jusant, en surface et au fond (résultats modèle SiAM 3D)

23La circulation résiduelle estuarienne peut être définie comme la circulation nette après avoir « filtré » les oscillations amont-aval de l’eau dues aux courants de flot et de jusant. C’est une caractéristique physique fondamentale, qui contrôle les échelles de temps du piégeage et du transfert de l’eau et des substances dissoutes et particulaires dans les différents compartiments de l’estuaire. Elle fait apparaître un flux net d’eau qui est différent en tout point et dans chaque niveau de la colonne d’eau. L’analyse de cette circulation met en évidence plusieurs mécanismes physiques qui contribuent aux flux nets d’eau dans un sens ou dans l’autre dans l’estuaire. La figure 12 (a et c) montre une série temporelle de courants obtenue en deux points de l’estuaire aval en octobre 2015 (Sottolichio et Ross, 2017). L’alternance des courants de flot et de jusant et les variations des vitesses maximales pour une période allant des mortes-eaux vers les vives-eaux sont mises en évidence. Le filtrage de la marée sur ces données (figure 14 b et d, p. 38) fait apparaître les vitesses résiduelles. À la station 1 (à côté du chenal de navigation), les courants résiduels de surface sont toujours dirigés vers l’aval, tandis que les courants près du fond sont toujours dirigés vers l’amont. C’est la circulation « estuarienne » classique à deux couches, due au fait que les eaux douces se propagent en surface et les eaux salées surtout près du fond. Du côté de la rive droite (station 2), toute la colonne d’eau est orientée vers l’aval et il semble ne pas y avoir d’écoulement vers l’amont près du fond, au moins dans les conditions hydrologiques de la période de mesures. Dans les 2 stations, le flux vers l’amont près du fond est renforcé lors des marées de mortes-eaux qui favorisent la stratification de densité et la séparation des couches d’eau douce et d’eau salée. Cette circulation existe tout le long de l’estuaire ; elle induit un écoulement d’eau douce en surface vers l’aval et une remontée des eaux marines au fond vers l’amont. À la limite de cette remontée, une zone de convergence des courants résiduels est observée avec, juste en amont, des eaux qui s’écoulent vers l’aval en surface et au fond. Cette limite est nommée « point nodal de densité » (Allen, 1972). Bien qu’elle n’ait en pratique jamais été identifiée par la mesure, elle correspond théoriquement au point de rencontre entre les eaux douces et les eaux marines et donc suit la limite amont de la salinité (assimilée à la salinité 0,5 g/kg). En conclusion, la circulation résiduelle est donc contrôlée par la marée et par les stratifications de densité, elles-mêmes modulées par le débit fluvial qui peut renforcer les stratifications en période de crue.
Figure 12. Mesure de courant par ADCP dans l’estuaire de la Gironde (PK 80), du 19 au 30 oct 2015. ADCP 1 : chenal de navigation, ADCP 2 : rive droite. (a) et (c) : courant horizontal dans l’axe de l’estuaire. (b) et (d) : courant résiduel (d’après Sottolichio et Ross, 2017)

Figure 13. Bouchon vaseux simulé par SiAM 3D. a et b : faibles débits, avec (a) et sans(b) effets de densité. c et d : fort débit, avec (a) et sans (b) effets de densité (d’après Van Maanen et Sottolichio, 2013)

Figure 14. Profils de concentration dans la crème de vase (Le Hir et al., 2001), campagnes SEDIGIR en 1996 et REAGIR en 2005

Dynamique des sédiments
Bouchon vaseux et crème de vase : mécanismes
Bouchon vaseux
24L’estuaire de la Gironde est caractérisé par une zone de turbidité maximale appelée aussi le bouchon vaseux (Allen, 1972). Deux mécanismes physiques sont à l’origine de la formation du bouchon vaseux dans les estuaires à fort marnage comme la Gironde : l’asymétrie de la marée et la circulation résiduelle de densité (Allen et al., 1980).
25L’effet de l’asymétrie de la marée s’explique par la phase de flot plus courte que la phase de jusant, mais avec des vitesses de courant plus fortes, combiné à la durée de l’étale de pleine mer, supérieure à celle de basse mer. Les sédiments fins sont davantage remis en suspension et transportés en flot qu’en jusant et décantent sur le fond plus massivement à l’étale de pleine mer qu’à basse mer. Il en résulte un transport résiduel des suspensions vers l’amont et un piégeage des sédiments fins autour d’un point nodal de marée dont la position amont est limitée par l’énergie du débit fluvial (Allen et al., 1980).
26Sous l’effet de la circulation de densité, une particule provenant de l’amont qui chute dans les couches du fond d’eau salée sera reconduite vers l’amont par l’écoulement des eaux marines avant d’être encore une fois transportée vers l’aval. Ce cycle de transport va se répéter et les particules vont s’accumuler autour d’un point nodal de densité, différent du point nodal de marée mais localisé à proximité.
Observation en continu de la turbidité (MAGEST)
L’estuaire de la Gironde dispose depuis 2004 d’un réseau de surveillance automatisé de mesures à haute fréquence pour le suivi en continu de la qualité de l’eau (MAGEST, Etcheber et al., 2013). La mesure continue à long terme de la turbidité fournit des informations détaillées sur la dynamique du bouchon vaseux dans l’estuaire fluvial de la Gironde. Le jeu de données haute-fréquence permet de documenter et d’analyser la turbidité à court terme, mais aussi l’effet des évènements de basse fréquence, associés aux changements hydrologiques à long terme et aux évènements de crue. Au cours de ces derniers, le transport depuis l’amont peut être supérieur à la remise en suspension locale en fonction de la quantité relative des sédiments déposés sur le lit et transportés par le fleuve. Ainsi, le mode de variation de la turbidité lors de ces évènements peut être un indicateur du stock de vase estuarienne remontée avec le bouchon vaseux et piégée dans les fleuves tidaux. Sur une échelle de temps hebdomadaire, il existe une variabilité prononcée de la turbidité sous l’effet des cycles vives-eaux/mortes-eaux qui modulent l’intensité de la remise en suspension de sédiments. À l’échelle de temps saisonnière, la turbidité est fortement affectée par les changements de débit qui déplacent le bouchon vaseux vers l’amont lors des baisses et vice-versa. À l’échelle pluri-annuelle, il existe une variabilité de la durée de présence et de la concentration du bouchon vaseux, associée au régime des fleuves. La pénurie de crues pendant l’hiver et le printemps limite l’expulsion des sédiments vers l’aval. Ceci, ajouté aux longues périodes d’étiage, conduit à un bouchon vaseux très concentré, avec une présence dans la Garonne fluviale pouvant se prolonger jusqu’à 70 % de l’année. Pendant l’hiver, des débits fluviaux faibles conduisent à la remontée du bouchon vaseux avant même l’arrivée de l’étiage estival, bouleversant les schémas saisonniers typiques. Les séries temporelles obtenues par le réseau permettent des analyses poussées, en utilisant notamment des techniques d’analyse spectrale de la turbidité (Jalon Rojas et al., 2016). Il est important de souligner que le réseau fournit des mesures fixes, et à une seule profondeur. Le jeu de données est donc limité spatialement. Pour compléter la description des schémas de turbidité dans l’estuaire amont, il est nécessaire d’examiner la représentativité des mesures des stations automatiques dans la section transversale et de connaître la turbidité sur toute la colonne d’eau. Enfin, au-delà de leur analyse, les données haute fréquence du réseau MAGEST sont utiles pour améliorer la calibration des modèles numériques hydro-sédimentaires de l’estuaire. Les modèles permettront d’accéder, par la simulation, à la turbidité sur l’ensemble de l’estuaire et pour différents scénarios hydrologiques et climatiques (naturels ou influencés par les activités humaines).
27Si les deux mécanismes peuvent théoriquement expliquer la formation d’un bouchon vaseux estuarien de manière indépendante, il a été démontré par modèle numérique 3D qu’en Gironde, l’asymétrie de la marée est prépondérante (Sottolichio et al., 2000 ; Van Maanen et Sottolichio, 2013). Dans les simulations réalisées, si on supprime les différences de salinité, une dispersion forte des suspensions se produit vers la mer et le bouchon vaseux perd progressivement de sa masse. Cet effet est peu visible si le débit fluvial est faible, puisque l’estuaire est en général bien mélangé (figure 13 a et b). Mais l’effet est renforcé en crue, lorsque la stratification de densité est maximale dans l’estuaire (figure 13 c et d). La circulation de densité joue donc un rôle secondaire mais non négligeable puisqu’elle ne permet pas de « former » un bouchon vaseux mais elle limite la dispersion des sédiments vers l’aval de l’estuaire. Elle joue donc un rôle dans le maintien d’une masse stable du bouchon vaseux sur le moyen terme. Une conclusion similaire avait été tirée sur la Seine (Brenon et Le Hir, 1999), qui a en commun avec la Gironde d’être un estuaire macro-tidal et faiblement stratifié.
28Il faut noter que dans ce travail, le modèle utilise des paramétrages simplifiés des particules sédimentaires : vitesse de chute constante, seuils critiques d’érosion constants. Malgré cela, la position moyenne du bouchon vaseux est bien reproduite, soulignant l’importance des effets hydrodynamiques qui conduisent à la convergence et au piégeage des suspensions, induits par l’onde de marée. Toutefois, le modèle sédimentaire a été validé uniquement sur la position moyenne du bouchon vaseux comparée aux mesures historiques disponibles (Sottolichio et Castaing, 1999). Cette validation a mis en évidence l’absence en Gironde, avant les années 2000, de données pertinentes pour valider les modèles, et en particulier l’absence de séries temporelles continues de turbidité ou de salinité qui ont été mises en place plus récemment (voir encart ci-dessus). La plupart des données disponibles, sur des durées de 13 h (marée semi-diurne), avec des pas de temps de mesure discrets (souvent horaires), sont toujours difficiles à comparer à des sorties de modèles continues sur des durées de plusieurs jours ou semaines.
29Une donnée importante pour la modélisation concerne le stock de vase présent dans l’estuaire. Celui-ci a été fixé à 5 Mt dans le modèle, basé sur les estimations de Jouanneau (1982) et correspondant théoriquement à la masse totale présente dans le bouchon vaseux et la vase fraîchement déposée dans tout le domaine estuarien. Les flux résiduels expulsés calculés par le modèle dépendent fortement de ce stock, et donc il est essentiel de confirmer par de nouvelles mesures et de nouveau bilans de masses quel est le stock de vase présent dans l’estuaire à l’heure actuelle.
Crème de vase
30La crème de vase est définie comme un mélange eau-sédiment de forte concentration massique, supérieure à 50 ou 100 g.l-1 et pouvant atteindre 300 g.l-1. Elle existe dans de nombreux environnements côtiers où les fonds vaseux dominent. Dans les estuaires turbides, elle est particulièrement fréquente, surtout sur le fond des chenaux et des ports. La crème de vase est souvent détectable à l’échosondeur et forme une couche de fluide visqueux de quelques décimètres à quelques mètres. C’est un état souvent qui précède la sédimentation et la consolidation de la vase sur le fond. C’est donc un facteur de comblement rapide des chenaux navigables. De plus, il a été démontré qu’un nombre important de réactions biogéochimiques peuvent s’y dérouler, à l’échelle de quelques heures à quelques jours, comme l’anoxie des sédiments (Abril et al., 1999). Au cours des campagnes SEDIGIR réalisées par l’Ifremer et UB en 1996, les profils verticaux de concentration en sédiment en suspension ont été finement décrits, depuis la surface de l’eau jusqu’au fond consolidé (figure 14). Les profils ont révélé que la crème de vase se forme très rapidement par décantation des suspensions situées au-dessus. La crème de vase peut former plusieurs couches superposées d’épaisseur variable (CV) et de concentration croissante, séparées entre elles par des interfaces de densité, appelées lutoclines (L). Au sein de la crème de vase, des courants restent possibles, mais à des vitesses très faibles (figure 14). La modélisation numérique a démontré que la formation de la crème de vase entraîne une augmentation importante de la viscosité près du fond et un amortissement de la turbulence générée par les courants, facteurs qui renforcent le phénomène de sédimentation.
31Des détections de crème de vase à l’échosondeur, effectuées par le Port Autonome de Bordeaux entre 1983 et 1988 dans le chenal de navigation (rive gauche), ont été analysées à l’échelle saisonnière (Sottolichio et Castaing, 1999). Celles-ci montrent que les fluctuations spatiales de la crème de vase répondent à la même dynamique que celle du bouchon vaseux en fonction des débits fluviaux. L’examen plus attentif de la fréquence d’apparition des lentilles de vase fluide montre, cependant, que leur occurrence est supérieure dans des secteurs très localisés (figure 15), correspondant aux PK 17-18, PK 28-30, PK 45 et PK 67-76. Ces secteurs sont les zones d’augmentation de la section mouillée du chenal de navigation. Cela indique que la crème de vase se dépose dans les dépressions topographiques, mais aussi et surtout dans les zones d’élargissement du chenal (à l’origine des augmentations de la section) où le courant ralentit localement.
Figure 15. Sondages de crème de vase dans le chenal de navi-gation entre 1983 et 1988. a) apparition en fonction du début fluvial. b) comparaison entre le taux de présence de crème de vase (barres) et la section du chenal de navigation (trait épais) (d’après Sottolichio et Castaing, 1999)

Les sédiments fins en suspension et leurs propriétés
32Les sédiments qui forment le bouchon vaseux et la crème de vase dans l’estuaire de la Gironde sont surtout des argiles et des silts, avec un diamètre médian (mesuré en laboratoire) de 10 mm. Cependant, ces particules élémentaires (ou primaires) peuvent floculer dans l’eau et former des agrégats (ou « flocs ») de taille bien supérieure. La présence de matière organique et d’eau interstitielle fait que les flocs ont des densités moins élevées que celles des minéraux argileux primaires. Les vitesses de chute des agrégats ou flocs dépendent donc fortement de ces propriétés et leur connaissance est fondamentale pour pouvoir modéliser ou prédire les flux de dépôt de sédiment en suspension ou les taux de sédimentation au sein de l’estuaire. Si la taille et la vitesse de chute des flocs a été caractérisée dans beaucoup d’estuaires dans le monde, dans l’estuaire de la Gironde les connaissances sont plus parcellaires. En effet, il existe toujours des obstacles techniques à une caractérisation des particules en suspension in situ dans la Gironde. La plupart des techniques utilisées de par le monde (vidéo in situ, granulométrie in situ) se heurtent à la trop forte turbidité naturelle des eaux de l’estuaire. Quelques tests réalisés à l’embouchure (Manning et al., 2004) où la concentration est plus faible que dans le bouchon vaseux, ont fourni des mesures de vitesse de chute (figure 16 a). Les flocs peuvent atteindre et dépasser 100 mm de diamètre, soit bien plus que le diamètre des particules élémentaires. D’autre part, les vitesses de chute varient entre 0,1 et 2 ou 3 mm.s-1, indiquant la variété de classes de flocs qui peuvent coexister dans une colonne d’eau estuarienne. Des expériences de vitesses de chute « quasi in situ » avec des particules du bouchon vaseux (Sottolichio et al., 2011) ont confirmé que dans l’estuaire de la Gironde, les concentrations (> 1 g.l-1) dépassent largement celles des autres estuaires dans le monde (figure 16 b) et sont comparables seulement à la Tampa Bay (19, UK), à l’estuaire de la Severn (20, UK) et au littoral de la Guyane (20). De plus, ces expériences ont montré que les vitesses de chute médianes sont très dépendantes de la concentration. Les concentrations faibles ou modérées (< 10 g.l-1) favorisent la floculation et donc l’accélération des vitesses de chute, avec des valeurs comprises entre 0,1 et 0,5 mm.s-1. Au-delà d’un seuil, et pour les concentrations plus fortes, un entravement se produit (Gratiot et Anthony, 2016). Ces résultats et les vitesses de chute calculées sont en apparente contradiction avec ceux de Manning et al. (2004) mais soulignent surtout le manque de données de ce type et le besoin de progresser dans les connaissances sur la distribution et la variabilité de tailles et de densité des agrégats dans l’estuaire.
Figure 16. a) Vitesse de chute en fonction de la taille des flocs mesurés in situ dans l’estuaire de la Gironde (PK 85). Les droites représentent la masse volumique des flocs. D’après Manning et al., 2004. b) vitesse de chute en fonction de la concentration en MES, mesurée quasi in situ (d’après Sottolichio et al., 2011 ; Gratiot et Anthony, 2016). Les chiffres représentent différents environnements estuariens étudiés par Gratiot et Anthony

Les variations des fonds sédimentaires
33Si la nature des fonds sédimentaires semble, globalement, varier peu sur le long terme, l’analyse à l’échelle saisonnière montre qu’il existe des variabilités temporelles et spatiales importantes. En absence de recherches spécifiques sur ce sujet, des informations sont fournies par le suivi mensuel réalisé par EPOC dans le cadre de la surveillance écologique du CNPE du Blayais (Bachelet et al., 2016). Des analyses granulométriques sont effectuées depuis 2004 sur les fonds de l’estuaire et de la zone intertidale dans 3 secteurs (figure 17, p. 40). Les zones intertidales sont, logiquement, constituées essentiellement de sédiments vaseux (entre 80 et 90 % de fraction < 63 mm), avec 30 à 60 % de fraction inférieure à 15 mm. Les stations subtidales présentent une plus forte variabilité spatiale et temporelle. La station E (PK 52) montre une dominante vaseuse très stable dans le temps (figure 17 e, p. 40), ce qui est logique avec sa position centrale dans l’estuaire. Les stations F (figure 17 d) et K (figure 17 f) sont davantage constituées de sable moyen et grossier, avec une grande variabilité saisonnière. À la station F, la fraction vaseuse domine d’avril à juin et est très minoritaire entre août et novembre (figure 17 a). À la station K, à l’inverse, la fraction vaseuse est minoritaire d’avril à juillet et devient plus importante entre août et octobre (figure 17 f).
Figure 17. Composition granulométrique des sédiments superficiels en 2015 dans les stations intertidales (a à c) et subtidales (d à f) de la surveillance écologique du CNPE du Blayais. a) Saint-Christoly (PK 65), b) Saint-Estèphe (PK 55), c) Lamarque (PK 35), d) Point F (PK 67), e) point E (PK 52), f) point K (PK 30) (d’après Bachelet et Leconte, 2016)

34Ces changements saisonniers sont liés à la présence ou non d’un stock de vase au fond, associé aux excursions du bouchon vaseux et qui résultent des changements du régime fluvial. Ceci montre que les cartes globales de répartitions sédimentaires, malgré l’apparente stabilité sur le long terme, sont susceptibles de varier significativement entre l’hiver et l’été.
Le transfert vers l’océan des suspensions estuariennes
35À chaque marée, un flux résiduel de matière en suspension est transporté depuis l’embouchure jusqu’au plateau continental (Allen et Castaing, 1981). Les suspensions expulsées se distribuent principalement dans une plume turbide de surface et dans une couche néphéloïde de fond (Jouanneau et al., 1991) qui s’étalent vers le plateau. Le néphéloïde de fond reste mal décrit et les concentrations y sont toujours mal connues, de même que dans la plus grande partie de la colonne d’eau. Au contraire, la plume de surface a fait l’objet de nombreuses descriptions par télédétection spatiale (Froidefond et al., 1998 ; Hermida et al., 1998). Les observations satellitaires les plus récentes, bénéficiant de missions MODIS qui améliorent la résolution spatiale et la fréquence des images, ont permis de relier très précisément la surface et la masse de la plume de surface et le débit fluvial (figure 18). Ainsi, la surface de la plume varie, en moyenne, entre 400 et 1 800 km2 pour des débits variant entre 200 et 1 400 m3/s (Constantin et al., in rev). Pour les mêmes débits, la masse estimée de la plume varie entre 5 000 et 30 000 tonnes de MES.
Figure 18. Haut : climatologie de l’extension et de la concentration en MES dans le panache de la Gironde en fonction du débit liquide (Garonne+Dordogne), avec N = nombre d’images satellites MODIS moyennées sur 5 ans, résolution spatiale : 250 m ; Q = débit liquide en m3/s. Bas : relation entre l’extension du panache turbide (en noir), la masse de MES dans le panache de surface et le débit liquide Q (d’après Constantin et al., 2018)

36Ces observations confirment que, de manière générale, les matières en suspension à l’embouchure dépendent fortement des conditions hydrologiques dans l’estuaire et de la position du bouchon vaseux. Ainsi, les forts débits fluviaux, combinés aux marées de vives-eaux, sont les conditions les plus favorables à l’augmentation des concentrations en MES et à l’expulsion d’une partie du bouchon vaseux vers l’océan (voir encart p. 42). Les flux résiduels expulsés nécessitent de connaître les concentrations dans toute la colonne d’eau et pas simplement en surface. Les premières estimations des flux totaux expulsés font état de masses comprises entre 0.5 et 1 Mt/an (Castaing, 1981 ; Jouanneau, 1982), soit des valeurs proches des apports annuels estimés pour la Garonne et la Dordogne (Dabrin, 2009). Des estimations plus récentes, à partir de mesures effectuées lors de cycles de marée ponctuels, ont montré une forte variabilité des flux résiduels, pouvant fluctuer entre 1,11 Mt en une seule journée de vive-eau et un débit > 2500 m3/s-1, jusqu’à des flux rentrants de 20 000 t/jour en débits d’étiage (Dabrin, 2009). L’extrapolation de ces chiffres aboutit à des flux annuels de 1,6 Mt/an en 2007, où 69 % du flux est expulsé lors d’une crue (voir chapitre « Contaminants métalliques » de la deuxième partie). Ces estimations doivent toutefois être confirmées par d’autres études. Le calcul plus précis de flux résiduels est délicat car il nécessite une connaissance des champs de courant et de concentration en MES sur toute la section de l’embouchure et pendant tout le cycle de marée semi-diurne. Cette connaissance est difficile à obtenir par la mesure in situ mais reste théoriquement accessible par la modélisation numérique. En effet, cela implique que les modèles soient correctement validés par des mesures in situ décrivant le maximum de conditions hydrologiques (débits, coefficients de marée).
Méthodes spatiales d’observation des MES
Avec l’avènement des missions spatiales, des méthodes d’observations des MES par satellites se sont développées depuis une vingtaine d’années, d’abord dans les eaux côtières dans le panache de la Gironde (Froidefond et al., 1991 ; Hermida et al., 1996), puis à l’intérieur de l’estuaire. De nombreuses mesures de terrain des propriétés optiques apparentes des eaux turbides côtières ont été réalisées entre 1996 et 2001 sur l’estuaire de la Gironde, mais aussi l’estuaire de la Loire et les eaux fluviales et estuariennes de la Guyane française (Doxaran et al., 2009). Sur cette base de données, des algorithmes de quantification des matières en suspension pour les capteurs satellites et aéroportées en activité ont été développés, adaptés aux eaux côtières et estuariennes. La réflectance de ces eaux turbides a été étudiée en fonction des caractéristiques des sédiments en suspension (granulométrie, composition minérale, teneur en matière organique), en fonction des conditions expérimentales (angles de visée, effets de réflexion à l’interface air/eau) et des conditions d’éclairement (ciel bleu, nuageux ou couvert).
Le développement de ces méthodes a abouti à des cartographies satellites du bouchon vaseux qui offrent des visions instantanées très complètes de l’estuaire. Le lancement des missions MODIS et MERIS depuis 2002 permet de disposer d’un grand nombre de cartes et d’analyser la turbidité pour une variété de conditions saisonnières de marée et de début fluvial. Ces cartographies sont un très bon complément aux séries temporelles continues et ce sont des données de validation pour les modèles hydrosédimentaires.
Figure. Variations saisonnières des concentrations en MES par les capteurs MODIS Terra et MODIS Aqua, en vives-eaux autour de la marée basse à Richard (d’après Doxaran et al., 2009).
II. Quelles évolutions récentes de l’hydromorphologie de l’estuaire ?
37Changements dans l’estuaire entre 1950 et 2014
38L’évolution de l’estuaire de la Gironde depuis la fin du xixe, étudiée par Migniot (1969) et Allen (1972), mettait en évidence le comblement lent mais progressif de l’estuaire, en accord avec l’évolution sédimentologique naturelle des environnements côtiers semi-fermés sur le très long terme. Plus récemment, des cartes bathymétriques du Port de Bordeaux ont été analysées pour calculer les différentiels depuis l’année 1953 (premières bathymétries fiables d’après-guerre) jusqu’en 2005 (Sottolichio et al., 2013). Sur 52 ans, des creusements et des comblements sont observés à plusieurs endroits de l’estuaire (figure 19 haut), pour des épaisseurs pouvant dépasser 4 m. Toutefois, il est difficile de dégager une tendance générale à l’érosion ou au comblement pour l’ensemble de l’estuaire, du moins sur le périmètre observé. Toutes les zones ont été modifiées, et plus fortement autour des îles (PK 30 à 50), ainsi que près de l’embouchure (aval du PK 75). La zone du chenal de navigation présente de forts creusements, surtout aux PK 45 à 55. En dépit de ces changements qui semblent drastiques à certains endroits, le relatif équilibre entre érosion et comblement aboutit à des variations de sections assez faibles sur l’ensemble de la période. Une analyse plus détaillée fait ressortir des phénomènes à plus court terme qui expliquent en partie cet équilibre. La comparaison des sections de l’estuaire a été réalisée pour les périodes 1962-1970 et 1980-1994 (figure 19 b). Celle-ci fait ressortir deux tendances opposées. La période 1962-1970 est marquée par une sédimentation dans l’estuaire aval (diminution relative des sections) et par une érosion en amont (augmentation relative des sections). La période 1980-1994 présente la tendance inverse et de ce fait, les variations relatives de section s’équilibrent. Le facteur principal qui explique le basculement des zones en érosion et accrétion est la position du bouchon vaseux, contrôlée sur le long terme par le débit fluvial. Si le régime des fleuves était élevé dans les années 1960, la période d’étiage de la fin des années 1980 peut expliquer la remontée du bouchon vaseux et le comblement de la partie amont. Toutefois, le suivi du comblement et/ou du comblement de l’estuaire nécessite de développer des programmes scientifiques permettant de préciser les bilans de masse entre flux bruts et nets.
Figure 19. Haut : Évolution de fonds de l’estuaire de 1953 à 2005 d’après les sondages bathymétriques du Port de Bordeaux (bleu : sédimentation ; rouge : érosion). Bas : évolution relative des sections de l’estuaire entre 1962 et 1970 et entre 1980 et 1994 (d’après Sottolichio et al., 2013)

39Ce travail d’analyse est en cours et il est complété notamment par une étude des enregistrements de marée depuis les années 1950 dans l’estuaire afin d’évaluer les modifications de la bathymétrie sur la propagation de la marée.
Changements dans la Garonne estuarienne
40Si l’analyse des enregistrements historiques de la marée reste à réaliser dans l’estuaire aval, elle a, en revanche, été effectuée dans la Garonne estuarienne (Castaing et al., 2006). La comparaison des marnages d’étiage montre une augmentation claire entre les vives-eaux de septembre 1960 et de septembre 2001, entre le Bec d’Ambès et Cadillac, avec des différences pouvant atteindre 70 cm autour de Bordeaux (figure 20, p. 44). La numérisation d’enregistrements marégraphiques depuis 1953 a permis une analyse plus fine et plus poussée des séries temporelles annuelles de hauteur d’eau (Jalon-Rojas, 2016). Celle-ci a révélé une évolution nette de la hauteur et de l’asymétrie de l’onde de marée dans la Garonne tidale au cours des six dernières décennies : l’amplification du marnage a été confirmée et le changement de l’asymétrie a été mis en évidence, évoluant progressivement vers une plus forte prédominance du flot par rapport au jusant (figure 21). La distorsion verticale de la marée montre une variabilité interannuelle très légère, sans tendance nette à long terme. Trois facteurs affectent l’évolution du marnage dans les régions fluviales : le débit fluvial, la morphologie (de tout l’estuaire) et la présence saisonnière de dépôts de vase qui modifie le frottement sur le fond. Alors que les changements morphologiques sont les principaux responsables de l’amplification du marnage au niveau du Marquis et de Bordeaux, la région de Cadillac est très affectée par l’évolution géomorphologique (bathymétrie et matériel du lit), mais aussi par le régime hydrologique. L’évolution de la marée est pourtant principalement le résultat des changements morphologiques dans la Garonne.
Figure 20. Évolution du marnage lors des marées de septembre (Bordeaux = PK0) (d’après Castaing et al., 2006)

Figure 21. Évolution du (I) marnage, (II) de la distorsion tidale, et (III) de l’asymétrie de la marée au Marquis Bordeaux et Cadillac entre 1953 et 2014 (d’après Jalon-Rojas et al., 2018)

41L’effet du débit fluvial sur la marée a été analysé. Les résultats ont montré que celui-ci affecte particulièrement le marnage au niveau de Cadillac. Le marnage à Bordeaux ne montre pas de changements nets pour des débits fluviaux compris entre 100 et 750 m3s-1. Par rapport au marnage en périodes de débit plus faible, il est nécessaire d’avoir 750-1 000 m3s-1 pour diminuer le marnage moyen d’environ 7,5 %. À Cadillac, pourtant, une augmentation du débit de 100-200 m3s-1 à 300-400 m3s-1 diminue le marnage moyen de 13 % (20,5 % si le débit augmente à 500-700 m3s-1). Un débit de 1 500-2 000 m3s-1 le diminue en moyenne de 59 % par rapport à la situation d’étiage. L’augmentation du débit allonge la durée de jusant et donc augmente la distorsion verticale de la marée dans la Garonne amont. Cependant, l’effet sur l’asymétrie de la marée n’est pas très important.
42À Cadillac, l’augmentation du débit depuis la situation d’étiage à 1 000-1 500 m3s-1 diminue l’asymétrie de moins de 2 % en moyenne (5,4 % si le débit augmente à 2 000-3 000 m3s-1). Le changement du régime hydrologique vers des débits moyens plus faibles et des périodes d’étiages plus persistantes a donc un effet significatif sur l’amplification du marnage dans la région de Cadillac.
43Un schéma conceptuel résumant les principales évolutions des facteurs hydrodynamiques sur la Garonne estuarienne (ou tidale) a été dressé (Jalon-Rojas, 2016), aboutissant à des tendances à long terme du bouchon vaseux qui seront développées dans le chapitre 3 (figure 22). L’évolution pluri décennale de la dynamique hydro-sédimentaire dans la Garonne tidale montre un comportement complexe et soumis aux changements morphologiques de l’ensemble de l’estuaire. Des pressions telles que le changement climatique et le pompage d’eau fluviale dans le bassin-versant ont causé la baisse des débits fluviaux. Celle-ci a facilité la propagation de la marée en amont, favorisant son amplification et son asymétrie, et donc intensifiant son effet sur la remontée du bouchon vaseux en amont. L’amplification totale en étiage entre 1953 et 2014 est d’environ 12-15 % au Marquis et à Bordeaux. La similitude des tendances au Marquis et à Bordeaux suggère que ce sont les changements morphologiques de l’estuaire aval les responsables d’une telle évolution. L’amplification de la marée, et donc l’effet de remontée du bouchon vaseux, ont été favorisés par deux autres facteurs : l’extraction de granulats dans la Garonne dans les années 1960-1980 et la présence plus massive de vase sur le fond : les deux ont causé la modification de la rugosité du fond, avec une rétroaction sur l’amplification de la marée et donc sur une remontée plus forte du bouchon vaseux. Les simulations réalisées évaluent cette remontée à 11,5 km pour un débit d’étiage (125 m3 s-1).
Figure 22. Interactions entre les pressions humaines et environnementales et conséquences sur la dynamique hydro-sédimentaire de l’estuaire de la Gironde depuis 1950 jusqu’à la période actuelle (d’après Jalon Rojas et al., 2016)

Figure 23. Synthèse des modifications des caractéristiques de la marée dans la Garonne tidale pour la période 1953-2014 (d’après Jalon Rojas et al., 2016)

44L’évolution pluri-décennale de la dynamique hydro-sédimentaire dans la Garonne tidale montre donc un comportement complexe et soumis aux changements morphologiques de l’ensemble de l’estuaire. Pour les six dernières décennies, les changements de marée induits lors de sa propagation dans l’estuaire aval semblent avoir été déterminants dans l’augmentation des concentrations et la remontée dans les sections fluviales du bouchon vaseux. Néanmoins, les changements de morphologie (notamment extraction de granulat) et de rugosité liés aux dépôts vaseux dans la Garonne tidale auraient aussi contribué à cette évolution.
Conclusion
45Les connaissances sur les processus hydro-sédimentaires ont progressé dans l’estuaire de la Gironde depuis 1994, date du Livre Blanc. Les mécanismes du bouchon vaseux et de la crème de vase ont été actualisés par la modélisation numérique 3D. La télédétection spatiale ainsi que les mesures continues de turbidité ont donné accès aux évolutions temporelles du bouchon vaseux à l’échelle de la saison et sur le long terme.
46Les variations morphologiques de l’estuaire restent à préciser, de même que les bilans sédimentaires, pas encore suffisamment quantifiés.
47Un certain nombre de points n’ont pas été abordés dans ce chapitre, qui appellent à des travaux futurs plus poussés.
48Les apports de sable dans l’estuaire sont actuellement inconnus. Ils sont supposés faibles ou négligeables, mais un stock de sable mobile participe à la morphodynamique de l’estuaire dans la zone médiane. Si la mobilité des bancs de sable a été mise en évidence (Billy et al., 2014), il reste à déterminer leur contribution au bilan sédimentaire de l’estuaire.
49Les flux nets de MES exportés à l’océan ont été partiellement estimés par Dabrin (2009) (voir chapitre 1, Partie II), pour des situations ponctuelles de marée et de débit fluvial. Toutefois, il existe encore de nombreuses incertitudes sur ces flux. La forte variabilité interannuelle est également une contrainte qui fait qu’il est difficile d’établir des bilans sur la seule base des mesures ponctuelles existantes. La complémentarité des mesures en continu et la modélisation numérique 3D devraient permettre d’accéder à des calculs précis de flux de MES pour des cycles saisonniers complets. Cette donnée permettra ensuite de boucler les bilans sédimentaires de l’estuaire.
50Les relations entre l’estuaire et les vasières latérales n’ont pas été abordées dans ce chapitre. Des zones humides de l’estuaire ont été affectées par des phénomènes de dépoldérisation et submersion ces dernières décennies, à l’occasion d’évènements météorologiques exceptionnels. Des changements significatifs ont été constatés et les conséquences sur les fonctionnements écologiques sont abordées par divers programmes. Cependant, il n’y a jusqu’ici pas eu de travaux scientifiques s’intéressant spécifiquement au fonctionnement morpho-sédimentaire de ces zones, aux cycles annuels de sédimentation et d’érosion et à leur capacité de résilience face aux évènements exceptionnels. Des travaux récents de Musseau et al. (2018) ont caractérisé des reculs de 15 à 30 mn de la rive Nord de l’estuaire depuis 2000. Ces études sont les premières du genre dans l’estuaire. Il existe donc un vaste champ de recherche autour de ce thème, associant mesures directes de l’érosion/dépôt, observations par méthodes de télédétection (photogrammétrie, LIDAR) et modélisation numérique morphodynamique.
Ce qu’il faut retenir
L’onde de marée semi-diurne s’amplifie vers l’amont de l’estuaire par la convergence des rives, générant une asymétrie avec prédominance du flot. L’amplification est maximale à 30 km en amont de Bordeaux, moins forte en vive-eau et favorisée par les faibles débits fluviaux. Le mascaret se forme quasiment à toutes les marées mais devient visible seulement lorsque la marnage est très supérieur à la profondeur locale. Le bouchon vaseux résulte en premier lieu du piégeage des sédiments fins par l’asymétrie de l’onde marée et par la prédominance du flot par rapport au jusant.
Évolutions récentes
Depuis les années 1950, les sections de l’estuaire ont oscillé avec des variations pluriannuelles de 10 à 30 % selon les périodes et les secteurs.
En aval d’Ambès, les aires en sédimentation sont déterminées par la position moyenne du bouchon vaseux qui a progressivement migré vers l’amont jusqu’au milieu des années 1990 sous l’effet de réduction des débits fluviaux.
Dans la Garonne tidale, l’extraction de granulats entre 1960 et 1980 s’est traduite par un approfondissement du chenal qui a entraîné une amplification du marnage et de l’asymétrie de la marée jusqu’à Cadillac.
Ces amplifications ont contribué à une forte remontée du bouchon vaseux dans la Garonne tidale.
Perspectives
Les caractéristiques des particules en suspension sont toujours mal connues et cela rend difficile le paramétrage et la validation des modèles numériques hydro-sédimentaires.
Des études s’intéressant à la caractérisation des propriétés physiques des sédiments en suspension sont à privilégier, en particulier des expérimentations visant à caractériser la dynamique de la composition, la floculation, la taille et la vitesse de chute des particules en suspension.
Il existe toujours une grande incertitude sur la future évolution morphologique de l’estuaire, notamment face à l’élévation du niveau marin et aux changements du régime fluvial (incertitudes sur les futurs apports sédimentaires qui contrôlent la capacité d’ajustement morphodynamique de l’estuaire).
Il sera utile de développer des modélisations morphodynamiques permettant d’étudier la sensibilité de l’estuaire aux forçages météo-marins (niveau moyen, tempêtes, vagues) et continentaux (apports liquides et solides).
En amont
Les connaissances sur les rivières tidales (portions de la Garonne et la Dordogne où se propage la marée) sont incomplètes, notamment en termes d’interactions entre marée et régime fluvial et à leur effet sur la persistance du bouchon vaseux lors des régimes d’étiage.
Dans le contexte actuel d’évolution des caractéristiques de l’estuaire, il faudra développer les travaux sur ces zones amonts.
En aval
L’évolution morphologique des zones intertidales et des zones humides est très peu documentée, or ce sont des zones particulièrement sensibles aux effets du changement climatique actuel.
Il est important de développer des recherches spécifiques sur ces zones, en associant mesures directes d’érosion-dépôt à l’échelle annuelle, observations par télédétection et modélisation morpho-dynamique.
En aval et à l’embouchure, les gradients de salinité sont très mal connus, en particulier les stratifications lors des crues. Pourtant ces mécanismes sont fondamentaux dans le transfert de matières en suspension vers la mer.
Il est crucial de s’intéresser à ces mécanismes tout en cherchant à quantifier par des méthodes efficaces les flux résiduels de matières en suspension exportés à l’océan pour diverses conditions hydrologiques.
Le transport de sable dans l’estuaire est très mal connu ; ceci est un obstacle majeur à la bonne estimation des bilans sédimentaires actuels.
Des recherches spécifiques sur les flux de sable entrant dans l’estuaire par l’amont ou par l’aval, ainsi que sur la mobilité de la couverture sédimentaire à l’intérieur de l’estuaire sont nécessaires.
Notes de bas de page
Auteurs
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Forêts d’hier et de demain
50 ans de recherches en Aquitaine
Michel Arbez, Jean-Michel Carnus et Antoine Kremer (dir.)
2017
