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Caractéristiques des « crues rapides » du nord de la France (Bassin parisien) et risques associés

Specificities and risk due to “flash floods” in the north of France (Parisian Basin)
Johnny Douvinet et Daniel Delahaye
p. 73-90

Résumés

Les « crues rapides » qui naissent dans des « vallons secs » en périodes printanière et estivale (mai-août) dans les régions de plateaux du nord de la France (Bassin parisien) restent encore des phénomènes peu étudiés et mal connus. Cet article a pour objectif de faire un état des connaissances sur ces crises hydrologiques en se basant : 1) sur les retours d’expérience de crues récentes ; 2) sur l’inventaire réalisé à partir des dossiers « CatNat » qui a permis de recenser 269 événements sur 189 bassins versants sur la période 1983-2005. L’analyse comparative est menée sur des catastrophes avérées, sous l’angle des dégâts matériels et humains qu’elles ont provoqués, et non sur la nature des variables pouvant expliquer leur occurrence. Les résultats démontrent que ces écoulements sub-torrentiels, fortement chargés en éléments solides issus de l’érosion des sols, se manifestent dans des bassins de petite taille (< 40 km²) et les pluies sont toujours volumineuses (50-200 mm) et de courte durée (< 15 h). Le système érosif passe du stade du ruissellement diffus à la formation de rigoles sur de courtes distances. Les incisions peuvent être impressionnantes, avec des profondeurs de plusieurs mètres et une extension latérale d’une dizaine de mètres lorsque le matériel est compact en profondeur. Recensées aux exutoires des bassins d’ordre 1-2, les ablations majeures sont expliquées par la morphologie aval des vallées (resserrement et pente plus forte accroissant l’énergie du ruissellement non compensée par les apports sédimentaires). A l’inverse, les chenaux des bassins d’ordre 3-4 sont plus adaptés pour évacuer les forts débits (pente faible, fond plat) ; les incisions sont alors limitées. Les estimations des débits spécifiques (de 1 à 2 m3.s-1.km-2) et les puissances spécifiques associées (de 22 à 511 W/m2) sur quelques transects confirment que la localisation des impacts morphogéniques les plus marqués correspond à des sections où les capacités érosives sont les plus élevées. En dernier lieu, cet article aborde la question du risque induit sur les populations locales dans ces régions du nord de la France. Si les catastrophes avérées sont très rarement observées aux mêmes endroits, elles n’en restent pas moins fréquentes (8 à 9 crues par an) et coûteuses à l’échelle régionale.

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Notes de la rédaction

Article soumis le 24 juillet 2009, accepté le 12 novembre 2009

Texte intégral

Introduction

1Dans les systèmes méditerranéens et montagnards, les phénomènes de « crue rapide »sont bien connus(Antoine et al., 2001; Arnaud-Fassetta et al., 2002 ; Reid, 2004 ; Gaume et al., 2009 ; Ortega et Heydt, 2009) et les dangers qu’ils représentent ont fait l’objet de nombreuses études (Staes et al., 1994 ; Montz et Grundfest, 2002 ; Grothamn et Reusswig, 2006 ; Ruin et al., 2007). Des « crues rapides » se manifestent également dans les régions de plateau du nord de la France. Appelés localement « coulées boueuses »,ces écoulements sub-torrentiels, caractérisés par une forte concentration en éléments solides, provoquent des dégâts considérables. On admet qu’il s’agit avant tout d’une manifestation exacerbée du ruissellement érosif (Boiffin et al., 1988 ; Dufour et al., 1990 ; Papy et Douyer, 1991 ; Ludwig, 1992 ; Auzet et al., 1995 ; Souchère, 1995 ; Angeliaume et Wicherek, 1997 ; Cerdan et al., 2002 ; Delahaye, 2003 ; Joannon, 2004). Les sols et les formations superficielles fournissent la majeure partie des matériaux qui alimentent la turbidité des eaux de crue (Massei et al., 2003). Si ces aléas constituent sans doute la forme la plus dangereuse des inondations rencontrées dans ces régions du nord de la France, ils n’en restent pas moins mal connus et peu étudiés. Les dégâts associés à ces écoulements sont régulièrement évoqués dans la littérature scientifique (Papy et al., 1988 ; Merle et al., 2001 ; Meyer, 2001 ; Le Bissonnais et al., 2002) et pourtant, rares sont les recherches qui ont été spécifiquement menées sur ce genre d’inondation. L’ambiguïté des termes couramment utilisés pour désigner ces aléas (« coulée de boue », « crue turbide », « crue rapide ») trahit d’ailleurs une absence de consensus sur la classification de ces processus.

2Les modalités de fonctionnement de ces « crues rapides » restent extrêmement difficiles à évaluer (Delahaye, 2002 ; Douvinet, 2008 ; Arnaud-Fassetta et al., 2009) car les mesures et les observations sont rares. Les pluies à l’origine de ces événements, volumineuses (50-200 mm) et de courte durée (< 15 h), sont très variables dans l’espace et dans le temps (Douvinet et al., 2008a). Les stations du réseau Météo France ont parfois permis de mesurer des intensités remarquables [78,9 mm en 1 h à Deauville-Trouville le 1er juin 2003 ; 89,8 mm en 3h16 à Jaméricourt le 2 juillet 1993] mais malheureusement, le plus souvent elles ne mesurent qu’une petite partie de la pluie. L’arrivée des images radar (avec une maille de 10 km dès 1986 puis de 1 km en 2000) a permis de combler cette lacune mais seulement pour les épisodes les plus récents. Les données débimétriques sont également absentes. La plupart des bassins touchés ne sont pas jaugés et quand ils le sont, le matériel est généralement emporté sous l’effet de la violence des écoulements. Afin d’améliorer la connaissance de ces « crues rapides », une lecture multiscalaire est proposée. Elle s’articule autour d’une présentation à échelle fine de quelques événements récents et sur un travail d’analyse à partir d’un inventaire réalisé à l’échelle régionale (1983-2005) à l’aide des déclarations de l’état de « catastrophe naturelle ». La démarche associe une approche comparative des bassins versants (étude des similitudes) et une étude des relations fonctionnelles entre les différentes échelles (étude des interactions). L’analyse se focalise également sur la nature des dégâts matériels et humains que ces inondations ont provoqués et sur les coûts subis par les populations locales. Structurant l’organisation de cet article, la démarche doit permettre d’évaluer l’importance, souvent sous estimée, du risque lié aux « crues rapides » dans le nord de la France, et de fournir les justificatifs nécessaires à leur prise en compte dans les politiques de prévention.

Précisions terminologiques

3Dans un premier temps, il convient de préciser la terminologie qui sera employée tout au long de cet article. Le choix est fait de conserver le terme assez générique de« crues rapides » car ces phénomènes rencontrés dans le nord de la France sont loin de faire l’objet d’un consensus (Delahaye, 2002). Considérées comme une manifestation paroxysmique du ruissellement érosif, elles sont classiquement désignées par les termes de « coulées boueuses » ou de « coulées de boue » (IGE, 2001). C’est sous cette désignation que la procédure de reconnaissance de l’état de « catastrophe naturelle »classe les communes sinistrées par ce type d’aléa (Douvinet, 2006). Dans un rapport de l’Institut Français pour l’Environnement publié en 2004, ces phénomènes sont décrits comme étant des « crues violentes d’été [qui apparaissent] sur le littoral atlantique lorsque des masses d’air orageuses abordent des reliefs côtiers comme le relief du Pays Cauchois en Seine-Maritime. Les crues correspondantes sont catastrophiques : le ruissellement intervient rapidement et la montée des eaux surprend les riverains, mettant souvent directement leur vie en danger. Ainsi, lors de la catastrophe de Vaison-la-Romaine en septembre 1992, le niveau de l’Ouvèze montait d’un mètre toutes les dix minutes au niveau du Pont romain ». Dans le cahier des charges du Schéma d’Aménagement et de Gestion des Eaux de l’Agence de l’Eau Seine-Normandie (1995), ces crues « se produisent sur les petits affluents de la Seine, sur des cours d’eau côtiers de Normandie, mais principalement en tête de bassins comme ceux de l’amont de l’Aisne, de l’Aire ou de l’Yonne. Ces terrains sont constitués de terrains imperméables (ou imperméabilisés) à forte pente ». Certaines terminologies sont erronées si l’on s’appuie sur les critères hydrologiques (vitesse d’écoulement, hauteur d’eau, taille des bassins, temps de concentration), sur les modalités des écoulements majoritaires (laminaires ou turbulents) et sur la nature des matériaux mobilisés (fines, graviers, cailloux) qui servent justement de référence à ces classifications. Le terme « coulée de boue » est notamment impropre (tab. 1) car il désigne tout mouvement de masse s’écoulant par gravité et non un phénomène hydrologique. Il fait référence au processus de liquéfaction, stade au-delà duquel un mouvement de terrain franchit sa limite de liquidité (Pierson et Costa, 1987 ; Malet, 2003 ; Remaître et al., 2005). Quant au terme « crues torrentielles », il est exclusivement utilisé pour les crues qui affectent le pourtour méditerranéen et les secteurs montagnards à forte pente (Antoine et al., 2001 ; Reid, 2004 ; Estupina-Borell et al., 2005 ; Gaume et al., 2009). Ces dernières se manifestent sur des torrents aux pentes élevées (> 20 %) et elles font suite à des pluies supérieures à 200 mm (tab. 1).Cependant, le terme de « crues à cinétique rapide » (Dauge, 1999) semble convenir car il est plus généraliste, englobant tous les phénomènes pouvant durer d’une heure à plusieurs heures, ayant une réaction rapide aux pluies, un gradient de montée élevé du débit, des débits de pointe très importants et un volume modeste. Cette définition n’est alors pas limitée à certains secteurs géographiques comme le sud de la France par exemple. En revanche, il est délicat de classer les phénomènes dans l’une des trois autres sous-catégories proposées pour ces « crues à cinétique rapide »(crues instantanées, crues subites ou crues brutales) car les processus étudiés sont d’une autre nature (Greenbaum et al., 1998 ; Martin-Vide et al., 1999 ; Ortega et Heydt, 2009).

Tab. 1 – Définition des termes utilisés pour désigner les « crues rapides » dans les régions du nord de la France.
Tab. 1 – Definition of terms generally used when referring “flash floods” occurring in northern France.

Terminologie

Références

Définitions

Coulées boueuses

George (1960), - In Malet (2003)

Masses de terrain argileux ou limoneux s’écoulant lentement par gravité sur un versant.

Coulées de boue

George et Genest (in Malet, 2003)

Corrélative à la niche de décollement, la solifluxion entraîne ce matériel argileux à constance fluide en une langue épaisse et bosselée, puis le matériau argileux s’étale à son extrémité en un cône aplati.

Coulées de boue
(mud flows)

IFEN (2004)

Des crues liées aux effets des précipitations intenses qui peuvent être dommageables sur les sols en particulier peu couverts (vignes,…) et / ou fragiles. L’énergie mécanique des gouttes peut détruire la structure du sol jusqu’à la quasi-liquéfaction. Dès lors qu’il existe une pente même légère, la boue se met en mouvement et l’énergie des « flots » érode tout sur son passage. Les coulées de boue sont souvent mortelles.

Coulées boueuses
(muddy floods)

Guide PPR « risque de débordements de rivières torrentielles » - (MEDAD, 2006)

C’est une propagation de matériaux sans cohésion ou ayant perdu leur cohésion dès la mise en mouvement ; les matériaux y sont intimement mélangés à une quantité d’eau telle que la masse en mouvement a franchi sa limite de liquidité. Les matériaux susceptibles de perdre ainsi leur cohésion sont des argiles, des limons, des sols, des roches décomposées ou des éboulis fins. L’eau peut pénétrer au sein des matériaux par infiltration avant le déclenchement de la coulée ou au moment de la rupture par concentration des eaux de ruissellement morphologique.

Coulées de boue à caractère torrentiel

Cemagref (1986), - In IGE (2001)

Les coulées de boues à caractère torrentiel se distinguent des crues torrentielles par le fait que les eaux se chargent fortement de matières en suspension, au point que la densité relative du mélange devient si élevée que la coulée peut sustenter et transporter divers matériaux denses et volumineux, y compris d’énormes blocs de rochers.

Crues des rivières torrentielles ou des torrents

Guide PPR Risques d’inondations (MEDD,1999), in MEDAD (2006)

Lorsque des précipitations intenses tombent sur tout un bassin versant, les eaux ruissellent et se concentrent rapidement dans le cours d’eau, d’où des crues brutales et violentes dans les torrents et les rivières torrentielles. Le lit du cours d’eau est en général rapidement colmaté par le dépôt de sédiments et des bois morts peuvent former des barrages, appelés embâcles. Lorsqu’ils viennent à céder, ils libèrent une énorme vague, qui peut être mortelle.

Crues torrentielles

Guide PPR « risque de débordements de rivières torrentielles » - (MEDAD, 2006)

Elles se forment par enrichissement du débit d’un torrent en matériaux solides qui accroissent fortement son pouvoir érosif. L’enrichissement en matériaux peut provenir de l’arrachement des berges dû au débit anormal du cours d’eau ou à un ruissellement important sur le bassin versant amenant une importante charge solide. Le volume des matériaux transportés au cours d’une seule crue peut être considérable ».

Crues à cinétique rapide

Dauge (1999)

Crues pouvant durer d’une heure à plusieurs heures, avec une réaction rapide aux pluies, un gradient de montée élevé du débit, des débits de pointe très importants mais un volume modeste.

Crues rapides dites crues instantanées

Dauge (1999)

Crues brèves dues à des pluies d’orage de quelques dizaines à plus de cent mm / heure pendant une à deux heures sur quelques hectares à quelques km² sans possibilité de les localiser précisément, ni les prévoir. On admet qu’elles ont une possibilité d’occurrence uniforme sur une surface importante avec même loi de probabilité d’intensité.

Crues subites dites crues-éclair

(flash flood)

Dauge (1999)

Crues se produisant sur des surfaces de quelques km² à la centaine de km², dues à des pluies orageuses intenses plus structurées dans l’espace et le temps de 100 à 300 mm dans certaines régions. Le débit de pointe de la crue centennale (qui revient en moyenne une fois tous les cent ans) peut se situer entre 50 et 1000 m3.s-1 selon les régions.

Crues rapides dites crues brutales

Dauge (1999)

Crues se produisant sur des surfaces de 500 km² à 5000 km² pendant 6 à 36 heures avec un temps de concentration de moins de 12 heures pour des bassins de 1 000 km², avec des débits de pointe de crue centennale pouvant se situer entre 500 et 5 000 m3.s-1 selon les régions.

Ecoulements hyper-concentrés
(hyper-concentrated stream flows)

Guide PPR « risque de débordements de rivières torrentielles » - (MEDAD, 2006)

Ecoulements en continuité avec le charriage fluvial classique quant à leur concentration volumique, mais dont l’hydraulique est particulière notamment par le fait que, en chenal endigué, le fort transport solide rend la hauteur d’écoulement supérieure à celle qu’on calcule pour l’eau non chargée. La très forte charge des écoulements hyper-concentrés génère en outre des chocs violents et multiples sur les obstacles.

Sites d’étude et données utilisées

4La partie nord du Bassin Parisien constitue un site d’étude privilégié. Les « crues rapides » sont fréquemment recensées dans le Pays de Caux (Delahaye, 1999 et 2002) et leur existence est également avérée dans d’autres régions agricoles comme le Soissonnais (Angeliaume et al., 1994), le Vexin normand (Meyer, 2001) et l’Artois (IGE, 2001). L’espace d’étude se limite à huit départements (fig. 1). Ce choix se justifie par la volonté de travailler dans un espace (i.e., une région de plateaux) relativement homogène d’un point de vue morphostructural (fig. 1) mais où différents types de configuration, en terme de climat, de densité du bâti et d’occupation du sol sont observés. L’approche régionale doit également permettre d’avoir un nombre d’événements suffisamment important pour mener une analyse comparative.

5Un inventaire a été spécifiquement mis en place à partir de la base de données « CatNat »qui recense toutes les communes ayant fait l’objet d’un arrêté de « catastrophe naturelle » entre 1983 et 2005 (Douvinet, 2006). L’échelle administrative n’est pas la plus pertinente pour aborder ces phénomènes hydrologiques. Toutefois, les dossiers associés à la base« CatNat » ont permis de reconstruire cette information à l’échelle des bassins versants. On s’intéresse à la sinistralité des inondations, considérées ici comme des phénomènes dommageables pour les sociétés, et non aux phénomènes naturels (i.e., les aléas). L’effort d’échantillonnage s’est opposé à un certain nombre de contraintes parmi lesquelles la plus importante est la forte subjectivité de la prise de décision qui précède l’arrêté. A cela, il faut ajouter les problèmes imputables à l’architecture même de la base de données (manque de précision de la nomenclature) et le manque de significativité du seuil pluviométrique nécessaire à la reconnaissance (une valeur décennale est-elle pertinente pour des pluies orageuses ?). La qualité du recensement a été vérifiée après avoir eu accès à de nombreuses informations : la nature du sinistre, l’estimation financière des dégâts, les rapports circonstanciés des maires décrivant le déroulement du sinistre, l’expertise météorologique, les images radar, les données hydrométriques lorsqu’elles existaient, la nature des dommages sur les infrastructures (réseaux d’évacuations, routes, voies ferrées), les lieux d’intervention des services départementaux d’incendie et de secours et de la gendarmerie, les coupures de presse, etc. Au final, entre 1983 et 2005 et sur la période mai-août inclus, 269 événements de type« crue rapide » ont été recensés sur 189 bassins versants. Sur une durée de 23 ans, 8 à 9 crues ont été enregistrées annuellement sur environ 50.000 km² et 61 % des bassins ont été touchés une seule fois.

Fig. 1 – 189 bassins versants touchés par des « crues rapides » (1983-2005) dans le nord de la France.
Fig. 1 – 189 watersheds affected by flash floods (1983-2005) in northern France.

Fig. 1 – 189 bassins versants touchés par des « crues rapides » (1983-2005) dans le nord de la France.Fig. 1 – 189 watersheds affected by flash floods (1983-2005) in northern France.

A : Carte de localisation. B : Carte géologique. 1 : Quaternaire récent ; 2 : formations quaternaires anciennes et très anciennes ; 3 : formations dunaires ; 4 : Plio-Pléistocène ; 5 : Pliocène et Mio-Pliocène ; 6 : formations oligocènes ; 7 : Eocène moyen et supérieur ; 8 : Paléocène et Eocène inférieur ; 9 : Crétacé supérieur ; 10 : Crétacé inférieur ; 11 : Jurassique supérieur (Malm) ; 12 : Jurassique moyen (Dogger) ; 13 : Jurassique inférieur (Lias) ; 14 : formations triasiques ou permo-triasiques ; 15 : socles paléozoïques (hors de l’étude) ; 16 : principales failles ; 17 : points côtés ;18 : talus avec un commandement de plus de 75 m ; 19 : cuesta ayant un commandement inférieur à 100 m ; 20 : front de cuesta marqué, à commandement > 100 m ; 21 : rebords de boutonnières ; 22 : buttes de sables éocènes ; 23 : buttes de calcaires ou meulières ; 24 : localisation des 189 bassins touchés par une « crue rapide »recensés à partir des déclarations de l’état de catastrophe naturelle (d’après les données de J. Douvinet, 2006).
A: Site location map. B: Simplified geological map. 1: recent Quaternary deposits; 2: Old Quaternary deposits; 3: dunes; 4: Plio-Pleistocene; 5: Pliocene and Mio-Pliocene; 6: Oligocene; 7: middle and upper Eocene; 8: Paleocene or lower Eocene; 9: upper Cretaceous; 10: lower Cretaceous; 11: upper Jurassic (Malm); 12: middle Jurassic (Dogger); 13: Jurassic (Lias); 14: Permo-triassic and Triassic deposits; 15: Paleozoic basement (out of the studied area); 16: major faults; 17: quoted points; 18: scarp more than 75-m height; 19: cuesta with relief < 100 m; 20: front-slope of cuesta with relief > 100 m; 21: front of wealds; 22: Eocene sandy table-mountain; 23: limestone table-mountain and millstone; 24: location of the 189 basins affected by flash floods recorded thanks to the French “natural disaster” procedure (data from J. Douvinet, 2006).

6Conjointement à cet inventaire régional, plusieurs crues (16 juin 1997, 1er juin 2003, 28 juin 2005) ont fait l’objet d’une investigation systématique. L’objectif était de reconstituer la cinématique des écoulements de la manière la plus précise possible, en se basant sur des laisses de crue et sur des photographies prises par les populations. Des profils en travers ont été tracés lorsque les marques des niveaux d’eau maximum étaient présentes et les débits de pointe ont ensuite été calculés de façon indirecte (Petts, 1977 ; Petit et al., 2005). Cette méthode consiste à mesurer les caractéristiques géométriques et hydrauliques du lit (pente longitudinale, section mouillée, rayon hydraulique) de manière à déterminer un coefficient de rugosité dans l’équation de Manning. Lorsque ce paramètre est connu, il permet de connaître la vitesse moyenne et, in fine, d’évaluer les débits correspondant en utilisant la formule de Manning-Strickler. Les ravinements et les engravements ont également été cartographiés puis confrontés à la cinématique de la crue. Ils peuvent constituer de bons indicateurs matérialisant la capacité érosive des écoulements (Carling et Dawson, 1996 ; Liébault, 2003 ; Petit et al., 2005). Des mesures de puissance spécifique ont été calculées uniquement sur les profils en travers. Ces estimations permettent d’évaluer les pertes d’énergie potentielle par unité de longueur du tronçon considéré (soit la capacité érosive des écoulements, exprimée en W/m2), valeurs qui ont été pondérées par la largeur moyenne de la section mouillée (Piégay, 1995 ; Bernot et al., 1996). Dans les parties aval, urbanisées, il n’a pas été possible de relier les érosions à des puissances spécifiques en raison de la difficulté d’effectuer des profils en travers. La taille des éléments transportés ou déposés aurait pu permettre de déterminer des ordres de grandeur des puissances spécifiques atteintes, et notamment à partir des formules de charriage couramment utilisées (Hassan et al., 1992 ; Gintz et al., 1996 ; Petit et al., 2005 ; Remaître et al., 2005). Dans les faits, les services publics nettoient la voirie pour rétablir le plus rapidement possible des conditions normales de circulation et rares sont les dépôts grossiers retrouvés dans des secteurs de puissance plus faible.

Traits communs à toutes les catastrophes

Des « crues rapides » affectant des « vallons secs » de petite taille

7L’approche comparative a permis de dégager plusieurs similitudes à toutes ces catastrophes. Les 189 bassins versants recensés (1983-2005) sont presque toujours de petite taille (< 40 km²) et 70 % d’entre eux font moins de 10 km². Ils se répartissent dans des contextes morpho-structuraux particuliers (fig. 1). On les retrouve non seulement et surtout dans les ensembles crayeux du Pays de Caux et de l’Artois mais aussi sur les fronts de cuesta (Pays d’Auge, Pays de Thelle), les rebords de boutonnières (Boulonnais, Thiérarche) et les plateaux à corniche (Soissonnais). Au-delà des variables de contrôle attendues, telles que l’intensité des précipitations, la sensibilité à la battance ou les valeurs d’occupation du sol, la morphologie régionale ressort finalement comme une variable de contrôle majeure (i.e., de premier ordre). L’étude des caractéristiques morphométriques des 189 bassins étudiés a permis d’identifier deux types morphologiques distincts en tenant compte de plusieurs variables : ordination par rapport aux grands organismes, position face aux principaux éléments morpho-structuraux et degré d’encaissement. Le type A regroupe 178 entités, soit 94 % de l’échantillon. Ces bassins intègrent tous des vallons < 25 km² situés à l’aval de plus grands bassins (> 50 km²). Ils sont caractérisés par un saut d’ordre dans la classification de Strahler, avec des vallons d’ordre 1-2 qui se raccordent à des bassins d’ordre 5 ou plus. Les profils en long « tendus » trahissent un encaissement relativement marqué. Le type B rassemble 11 entités, soit 6 % de l’échantillon. Ces bassins sont de plus grande taille (25 à 80 km²). Ils se situent dans les parties amont de grands bassins, ce qui explique que ces entités hydrologiques ne présentent pas de saut d’ordre dans la méthode d’ordination de Strahler et que leur pente moyenne soit plus faible.

8Par ailleurs, l’analyse comparative montre que les bassins (146 entités, 82 % de l’échantillon) sont souvent dépourvus d’écoulement permanent. Ces « vallons secs » ont été façonnés au cours des périodes périglaciaires (Boogart et al., 2003 ; Larue, 2005). Néanmoins, ce réseau hérité possède un système d’emboîtement de vallées qui assure la connexion hydrologique entre les plateaux et les fonds des vallées drainées par des cours d’eau permanents. Ce système se remet à fonctionner suite à de longues périodes pluvieuses hivernales ou sous l’effet des pluies orageuses printanières ou estivales (Auzet et al., 1995 ; Delahaye, 2002 ; Douvinet, 2008). On passe progressivement d’un approvisionnement en ruissellement érosif depuis les parties amont (fig. 2A) à la formation d’une « onde de crue » dans les vallées sèches (fig. 2B), avant d’aboutir à une « crue rapide » qui surgit soudainement aux exutoires (fig. 2 B et D). Les écoulements se propagent dans les fonds des thalwegs en renforçant leur énergie à tel point qu’il se forme une « vague de crue » qui apparaît 1) lorsque le débit, alimenté depuis les zones amont, est en augmentation constante et rapide dans le chenal d’écoulement et 2) lorsque la tête du flot est continuellement freinée dans sa progression par des obstacles ou par la rugosité du flot (Antoine et al., 2001). Les contraintes sur l’écoulement sont élevées en tête de flot car elles sont liées aux effets combinés de la friction du sol et de la rugosité du lit. Malgré ces effets de frottement, la tête du flot est la zone la plus érosive et la plus compétente. Les écoulements peuvent alors transporter d’énormes débris (fig. 2C). La diffusion du flux est facilitée par la présence des routes, historiquement implantées dans les thalwegs des « vallons secs » pour raccorder les plateaux aux fonds de vallées. Dans la plupart des cas, les routes ont pour effets aggravants de concentrer les écoulements et d’accentuer leur vitesse de propagation vers les exutoires en aval (fig. 3B).

Fig. 2 – Violence des écoulements et type de dommages associés.
Fig. 2 – Impact of flash floods and resulting damage.

Fig. 2 – Violence des écoulements et type de dommages associés.Fig. 2 – Impact of flash floods and resulting damage.

A : Concentration des ruissellements diffus provenant des parties amont cultivées [Auchy-les-Hesdin (62), 7 juillet 2001]. B : Pont submergé par des écoulements sub-torrentiels [Jaulgonne (02), 9 juillet 2000]. C : Effet aggravant des routes qui collectent les écoulements et accentuent leur vitesse de propagation (Ponches-Estruval (80), 3 juin 2000]. D : Arrivée brutale de la crue et conséquences aux exutoires urbanisés [Trouville (14), 1er juin 2003]. E : Ravine avec une profondeur de 8 m sur une largeur de 10 m ici [Val aux Clercs (76), 6 mai 2000]. F : Mouvement de masse induit par percolation [Soucy (02), 7 juillet 2001]. G : Blocs de silex déposés en fin de crue traduisant la compétence des écoulements [Corgis (02), 25 août 1995]. H: Voitures emportées [Barentin (76), 16 juin 1997].
A: Concentration of the diffuse runoff coming from upstream cultivated areas [Auchy-les-Hesdin (62), July 7, 2001]. B: Bridge overwhelmed by the sub-torrential flows [Jaulgonne (02), July 9, 2000]. C: Influence of roads that concentrate and accelerate the velocity of flash flood [Ponches-Estruval (80), June 3, 2000]. D: Sudden rising wave occurring at the urbanised outlets [Trouville (14), June 1st, 2003]. E: Gully 8-m deep and 10-m wide [Val-aux-Clercs (76), May 6, 2000]. F: Mass movements due to the percolation and sub-surfacic flows on the road sides [Soucy (02), July 7, 2001]. G: Flint blocks deposited at the end of the flood, illustrating the high competence of streamflows [Corgis (02), August 25, 1995]. H: A few cars carried out during the flood [Barentin (76), June 16, 1997].

Fig. 3 – Typologie des principales formes érosives [classification tenant compte des processus de détachement des particules de sol et des caractéristiques du ruissellement ; modifié par D. Delahaye (2002) d’après A.-V. Auzet et al., 1995].
Fig. 3 – Classification of erosive forms[taking into account the critical shear stress required to incise soils and the characteristics of flows pathways and runoff; modified from D. Delahaye (2002) after A.-V. Auzet et al.(1995)].

Fig. 3 – Typologie des principales formes érosives [classification tenant compte des processus de détachement des particules de sol et des caractéristiques du ruissellement ; modifié par D. Delahaye (2002) d’après A.-V. Auzet et al., 1995].Fig. 3 – Classification of erosive forms[taking into account the critical shear stress required to incise soils and the characteristics of flows pathways and runoff; modified from D. Delahaye (2002) after A.-V. Auzet et al.(1995)].

Une forte concentration solide et des dégâts importants

9Quels que soient les volumes charriés, quatre zones sources en matériaux sont régulièrement observées. Les apports de matières en suspension proviennent de l’érosion des sols (fig. 5 E et F). Le passage du ruissellement diffus à la formation de ravines témoigne de la capacité érosive des écoulements. Les formes d’érosion peuvent prendre des ampleurs considérables : par exemple, la ravine observée lors de la crue du 13 mai 1998 sur le petit bassin des Quatre Vaux (5,6 km²) a atteint, par endroits, une profondeur de 8 à 9 m sur une largeur de 10 m (fig. 2F). Les apports par glissements ou par mouvements de masse complètent cette alimentation en éléments solides. Les écoulements hypodermiques, associés à des phénomènes de suffosion, induisent une déstabilisation des versants qui s’observe sous forme de niches d’arrachement, notamment sur les bordures de routes (fig. 2H). Les incisions dans les réseaux routiers situés en fond de thalweg fournissent elles aussi des matériaux. La circulation des écoulements peut conduire au décollement du macadam et au départ des matériaux constituant le tablier routier (fig. 2C). Les confluences ou les carrefours sur les routes (classiquement appelées des« cavées »dans ces régions) sont les endroits les plus sujets aux fortes incisions, du fait d’un accroissement soudain et brutal de la compétence des eaux. Divers débris sont également emportés : cabanons, voitures, tôles, tuiles, bottes de paille, flottants (bois morts, branches et autres végétaux charriés), etc., peuvent s’ajouter aux sédiments transportés par la crue (fig. 2 C, D et G). Si ces zones sources sont identifiées, les quantités charriées sont néanmoins délicates à définir à l’échelle des bassins versants. De telles informations sont inexistantes sur les bassins recensés et la plupart des données disponibles dans la littérature résultent d’expérimentations faites sur des petites surfaces. Des études menées par l’INRA sur des parcelles de 500 m² ont permis de mettre en avant des pertes en terre de l’ordre de 4 t/ha suite à un orage printanier (Le Bissonnais et al.,1996 ; Martin, 1997). Une expérience menée sur une parcelle de 29 ha située à proximité d’Erlon a permis d’effectuer un bilan sédimentaire lors de la crue du 23 juillet 1994 (Angeliaume et Wicherek, 1997). Au moment de l’événement, les petites parcelles situées sur des sols limono-sableux étaient dominées par des semis de maïs peu couvrants. Suite à des précipitations orageuses intenses (86,4 mm en 1 h, avec une intensité maximale de 210 mm/h), la charge moyenne estimée à l’exutoire a été de l’ordre de 12 t/ha. Les concentrations en MES ont atteint 60 g/l au cours de l’épisode, avec une pointe de 260 g/l au paroxysme de la crue. Les déplacements sur les versants ont été considérables : une aggradation de 360 t de terre a été mesurée à la sortie de la parcelle, alors que les ravines et les rigoles observées sur le bassin ont fourni 18 t de terre, soit 5 % de la charge totale (Angeliaume et al., 1994). D’autres données consultées dans la littérature démontrent que les débits solides ont tendance à diminuer lorsque la taille de la parcelle expérimentale s’accroît (Delahaye, 2002). Ainsi, plus la surface est grande, plus les particules ont de chance, après leur mise en mouvement, d’être à nouveau piégées. Dans le Pays de Caux, dans des bassins élémentaires d’environ 10 ha, les pertes en terre chutent fortement, avec une moyenne de 0,3 t/ha. Cette relation entre la taille des surfaces et la production sédimentaire n’est pas du tout linéaire, ce qui rend alors difficile tout tentative d’extrapolation pour les 189 bassins recensés.

Un système érosif rapidement développé sur de courtes distances

10Suite aux précipitations de forte intensité, le ruissellement diffus se forme au niveau de la tête de vallon et des versants qui encadrent le thalweg et l’eau se concentre ensuite dans ce dernier. La morphologie conditionne la première phase de concentration notable (Papy et al., 1988 ; Ludwig, 1992 ; Kirkby et al., 2005). Le fonctionnement global d’un bassin résulte de l’agglomération de plusieurs bassins versants élémentaires autour de collecteurs plus importants. La concentration étant rapide et importante, les formes intermédiaires (rill/inter-rill) sont rarement observées sur l’ensemble des régions limoneuses du nord-ouest de la France, où ces formes ne représentent pas plus de 12 % des figures d’érosion (Auzet et al., 1995). Ces formes se développent sur des pentes moyennes supérieures à 5 %, le plus souvent lorsque le sens du travail du sol est parallèle à la pente (fig. 3). Le seuil de pente est important car le ruissellement doit atteindre une vitesse supérieure à 3 cm/s pour lui permettre d’inciser le sol (Govers, 1991). Ce type d’érosion (fig. 2A) est modeste lorsque la surface amont est réduite. L’érosion des versants n’apparaît qu’à la suite d’épisodes pluvieux violents, en été, ou exceptionnellement durant les hivers très humides. Les formes en chevelu, qui correspondent à la jonction de plusieurs griffures (tab. 2), formant une rigole sur les versants, sont également très peu observées. Les têtes de vallon sont le siège privilégié du ruissellement diffus. La concentration intervient à l’arrivée du ruissellement dans les thalwegs des bassins élémentaires mais l’incision n’est pas systématique. Si le fond du thalweg est suffisamment plat, si la pente reste faible (< 3 %) ou si le volume d’eau est insuffisant, l’écoulement continue son chemin sous forme d’une lame d’eau triant les matériaux en surface comme le ruissellement en nappe (Hauchard, 2001). L’incision linéaire se généralise lorsque la pente dépasse 4 %, ce qui est toujours le cas dans les 189 bassins étudiés. Les figures d’érosion peuvent ensuite prendre d’autres formes suivant les conditions locales. Lorsque le matériel est homogène, l’ablation peut devenir profonde. Le fond de ces formes, irrégulières, est ponctué de ressauts qui correspondent à des pertes de compétence du ruissellement liées à une charge solide trop forte (Dufour et al., 1990). D’autres formes évoluent latéralement, avec une faible profondeur (de 20 à 30 cm) mais sur une grande largeur (de 2 à 5 m). Des changements dans la résistance du matériel (semelle de labour, bief à silex) peuvent donner lieu à ce type de formes particulières (tab. 2).

Tab. 2 – Distinction des formes d’érosion selon leur taille et leur localisation.
Tab. 2 – Discrimination of erosion types according to their size and location.

Formes

Tracé

Longueur

Largeur

Profondeur

Pente

Localisation

Griffure

Sinueux

<1 m

<10 cm

5-6 cm

>1 %

Versant

Rill / Inter-rill

Rectiligne

~100 m

10-20 cm

5-10 cm

>3 %

Versant

Rigole

Sinueux

~10 m

5-80 cm

5-20 cm

>3 %

Versant/Thalweg

Petite ravine

Peu sinueux

~100 m

30-50 cm

>50 cm

3-6 %

Thalweg

Ravine

Peu sinueux

>100 m

50-1 m

>1 m

>6 %

Thalweg

11A l’échelle du bassin-versant, les processus sur les versants et sur les thalwegs sont modulés par les interactions entre la vitesse des écoulements et le seuil critique de cisaillement au-delà duquel les premières formes d’érosion sont susceptibles d’apparaître (fig. 3). Ce fonctionnement général a été fréquemment observé lors des ruissellements dans les bassins élémentaires (ordre 1) et ce schéma perdure lors de l’agglomération de bassins plus grands (ordre ≥ 2). Evidemment, le volume d’eau en mouvement étant de plus en plus important, les formes d’érosion passent rapidement du stade de la rigole à celui de la ravine, même sur de courtes distances. Potentiellement, ces formes peuvent se développer jusqu’au moment où l’écoulement va rejoindre le fond des vallées humides. A l’exutoire des bassins recensés, les incisions peuvent être impressionnantes, avec des profondeurs de plusieurs mètres et une extension latérale de plus d’une dizaine de mètres (fig. 2F). Les formes les plus grandes sont recensées aux exutoires des plus petits bassins (< 10 km²), situés en position aval des grands bassins (ordre 1-2) et caractérisés par un saut d’ordre important. La pente importante et la faible extension latérale des thalwegs expliquent la concentration et, en corollaire, la forte énergie des écoulements. Les caractéristiques morphologiques viennent compenser la faible taille des impluviums. A l’inverse, les chenaux des bassins d’ordre 3-4 sont plus adaptés pour évacuer les forts débits (pente faible, fond plat) et pour limiter les ablations majeures. Formant des cônes d’épandage immédiatement en aval de ces incisions, les matériaux grossiers ne sont finalement jamais transportés sur de longues distances (Dufour et al., 1990 ; Auzet et al., 1995 ; Delahaye, 1999 ; Hauchard, 2001).

Le facteur déclenchant : des orages violents

12Contrairement aux idées reçues, et si on se base sur la définition donnée par E. Muller (2006), les pluies à l’origine des « crues rapides »survenues dans les régions du nord de la France peuvent être qualifiées d’« extrêmes » d’un point de vue statistique (Douvinet et al., 2008). Les cumuls (de 50 à 200 mm) ont été mesurés sur des durées inférieures à 15 h et dans 80 % des 269 événements recensés, les pluies dépassent 40 mm en moins de 3 h. Les stations du réseau Météo France ont parfois mesuré des intensités remarquables : 78,9 mm en 1 h à Deauville (Calvados) le 1er juin 2003, avec un cumul de 127,8 mm en 15 h glissantes si on y associe les pluies antécédentes ; 24 mm en 8 mn à Ault (Somme) le 11 juin 1997 ; 52,8 mm en 45 mn à Nouy-en-Thelle (Oise) le 25 août 1990 ; 89,8 mm mesurés en 3 h 26 à la station de Jaméricourt (Oise) le 2 juillet 1993 ; 196 mm cumulés entre le 6 et 7 juillet 2001 à Rouvroy en Santerre (Somme), etc. Il est souvent indispensable de recourir aux images radar pour affiner les valeurs sur des pas de temps plus fins car les stations se situent rarement sous les épicentres les plus pluviogènes. Les valeurs fournies par les stations ARAMIS ne sont toutefois disponibles que pour les épisodes récents (2000-2005). Les relevés des bénévoles indiquent les intensités les plus « extrêmes »(48 mm en 40 mn le 24 juin 1983 ; 103 mm en 30 mn le 18 mai 1993 ; 64 mm en 4 h le 21 août 2001) mais ces données ne sont pas validées.

13La formation de l’excès d’eau en surface et, par voie de conséquence, le ruissellement, est souvent expliquée, dans ces régions de plateaux de grande culture, par la sensibilité à la battance des sols limoneux. Cette explication par l’évolution des états de surface est très satisfaisante pour expliquer les ruissellements automnaux et hivernaux, périodes où des pluies longues et répétées permettent la préparation du sol. En revanche, elle n’est pas suffisante pour rendre compte, à elle seule, des mécanismes de formation de l’excès d’eau lors des événements orageux de printemps et d’été. Lorsque les pluies interviennent suffisamment longtemps après les semis, il est possible que la phase de préparation soit déjà intervenue et pourtant, ce cas n’est pas fréquent. Le printemps est peu humide avec des phases sèches favorables aux processus de dessiccation. F. Papy et al. (1988) estiment au 20 juin la date moyenne d’apparition du faciès à croûte sédimentaire pour un semis de maïs réalisé fin avril. Beaucoup d’orages catastrophiques se produisent en mai ou début juin (36 % des 269 crues recensées). La formation du ruissellement, en particulier sur les surfaces fraîchement semées (Delahaye, 1999), peut donc résulter de trois causes. Soit les intensités de pluies dépassent la capacité d’infiltration des sols, même sans dégradation préliminaire. A titre d’exemple, lors de l’orage du 16 juin 1997, les intensités ont atteint à certains moments des valeurs allant de 65 à 115 mm/h. Ces valeurs dépassent la capacité d’infiltration (50 mm/h) des surfaces les plus filtrantes (prairie ou bois). Soit l’imbibition, rapide au début de l’orage, provoque des freins à l’infiltration dans les sols, non saturés, par piégeage de l’air lors de la descente du front d’humectation (Suhr et al., 1984 ; Le Bissonnais et al., 1996 et 2002). Cet effet s’accompagne d’un phénomène d’éclatement des agrégats lorsque la pression de l’air dépasse la résistance due à la cohésion des particules. La dégradation du sol devient alors synchrone avec la pluie. Soit les antécédents hydroclimatiques contribuent à saturer les sols et accélèrent l’apparition du ruissellement. Dans certains cas, cette phase de préparation a été observée mais la décade qui précède l’événement est, en général, relativement sèche. A titre d’exemple, pour 50 % des 49 événements recensés en Seine-Maritime (1983-2005), la pluie cumulée des 10 jours précédents est toujours restée inférieure à 30 mm.

Analyse des puissances spécifiques à l’échelle locale

14Les puissances spécifiques ne sont pas connues pour la totalité des 189 bassins versants. C’est ici que les investigations systématiques, opérées sur quelques vallons, prennent le relais de l’analyse comparative précédemment menée à l’échelle régionale. Une première étude porte sur la « crue rapide » du 28 juin 2005 observée sur le bassin d’Hautot-sur-Mer (en Seine-Maritime) et pour laquelle une campagne de terrain a été menée les 29 et 30 juin 2005. Ce bassin (ordre 2) est de petite taille (1,4 km²) et la dénivelée est importante (135 m) sur une courte distance (1,2 km). Il se raccorde à la vallée de la Scie (ordre 6). Il correspond au type morphologique majoritaire évoqué auparavant (type A). Ce bassin est fortement urbanisé à son exutoire (Petit-Appeville) et les habitations ont eu tendance à s’implanter dans le « vallon sec » en remontant le long de la Cavée d’Hautot, située dans le thalweg principal (fig. 5). Suite à des pluies orageuses, estimées d’après les images radar (75-100 mm entre 22 h et 0 h UTC), une « vague de boue » a dévalé le vallon principal avant d’apparaître vers 23 h UTC à l’exutoire, affectant principalement les quartiers résidentiels de la commune de Petit-Appeville situés dans l’axe du déferlement. L’épisode pluvieux a été très localisé car la station de Neuville-sur-Dieppe, localisée à 3 km à l’est (fig. 4), n’a mesuré que 32 mm en 24 h. De manière générale, des traces de ruissellement diffus sont visibles sur la totalité du bassin-versant et les surfaces enherbées (qui représentent 72 % du bassin) ont globalement échappé à l’incision (fig. 5). Sous la pression des eaux, les herbes se sont plaquées au sol, jouant alors un rôle protecteur face au flux hydrique. En revanche, à plusieurs endroits, les ruissellements ont été suffisamment concentrés pour engendrer des formes d’érosion majeures. Plusieurs niches d’affaissement ont été observées sur les bordures de la Cavée d’Hautot (fig. 4C) et une ravine importante s’est formée à l’exutoire d’un petit vallon (fig. 4). L’entaille est profonde (2,4 m) et des traces de suffosion sont observées à 90 cm de profondeur dans les têtes de ravines. Le réseau routier est également incisé à plusieurs endroits. Le revêtement a été soulevé à cause de la circulation de l’eau entre l’assise de la voirie et la couche de roulement (fig. 4C). Les entailles sont variables, avec des profondeurs de 40 à 130 cm au niveau de la confluence principale des écoulements située sur la Cavée d’Hautot.

Fig. 4 – La crue du 28 juin 2005 sur le bassin-versant d’Hautot-sur-Mer (Seine-Maritime).
Fig. 4 – Study of the June 28, 2005 flood in the basin of Hautot-sur-Mer (Seine-Maritime).

Fig. 4 – La crue du 28 juin 2005 sur le bassin-versant d’Hautot-sur-Mer (Seine-Maritime).Fig. 4 – Study of the June 28, 2005 flood in the basin of Hautot-sur-Mer (Seine-Maritime).

A : Carte de localisation. B : Présentation du bassin-versant. 1 : courbes de niveau (5 m) ; 2 : points côtés (en m) ; 3 : thalweg naturel ; 4 : cavée d’Hautot, la route principale construite au sein du vallon ; 5 : la Scie, cours d’eau drainant la vallée humide ; 6 : ligne de partage des eaux ; 7 : zones bâties : 8 : Localisation des photographies de la figure C. C. Impacts liés au passage de la crue. 1 : arrachage du macadam et érosion latérale du tablier routier ; 2 : ravine avec des traces de suffosion en aval d’un vallon enherbé ; 3 : niches d’affaissement le long de la Cavée d’Hautot ; 4 : herbes couchées sous la violence des écoulements et dépôts de silex dans des zones d’embâcles ; 5 : couches de limons déposés sur 20-30 cm dans les quartiers de Petit-Appeville situés à l’exutoire du bassin ; 6 : voitures emportées.
A: Site location map. B: Presentation of the site studied. 1: equal level lines (5 m); 2: altitude numbers (in m); 3: natural thalweg; 4: the Cavée d’Hautot, the main road located in the natural thalweg; 5: the Scie, the main river flowing in the humid valley; 6: limits of the basin; 7, built-up areas; 8. location of the photographs mentioned in fig. 4. C. C. Damages after the rising peak wave. 1: lifting of the tarmac and lateral erosion of the road-deck; 2: gully with signs of suffosion downstream a grass-covered dry valley; 3: ground subsidence along the Cavée d’Hautot; 4: grassland flattened by the streamflow power and deposition of silex due to the vegetal obstruction; 5: layer of silts on 20-30 cm in the final outlet of the basin, at Petit-Appeville; 6: drifted cars.

Fig. 5 – Carte des impacts morphologiques et nature des matériaux transportés.
Fig. 5 – Map of the morphological impacts and types of eroded materials.

Fig. 5 – Carte des impacts morphologiques et nature des matériaux transportés.Fig. 5 – Map of the morphological impacts and types of eroded materials.

A : Carte de localisation. 1. sapement et érosion latérale ; 2 : marques de griffure observées sur le macadam ; 3 : niche d’affaissement le long de la route ; 4 : élargissement du vallon qui entraîne une baisse d’énergie des eaux ; 5 : rupture dans le transit sédimentaire ; 6 : embâcles ; 7 : murs partiellement détruits ; 8 : pavillon traversé par la crue rapide de part en part ; 9 : dépôts boueux supérieurs à 20 cm ; 10 : accumulation d’éléments charriés sur une hauteur supérieure à 30 cm ; 11 : limite du bassin-versant ; 12 : localisation des photos de la fig. 4. B : Détail de l’incision de la route (photo C1, fig. 4). 1 : décollement du bitume ; 2 : mise à jour du tablier routier sur une profondeur supérieure à 20 cm. C : Détail de la ravine (photo C2 de la figure 4). 1 : traces de suffosion ; 2 : érosion supérieure à 90 cm ; 3 : dépôts de silex et de blocs pluri-centimétriques non charriés par les écoulements.
A: Site location map. 1: undercutting and lateral erosion; 2: scratches in the road macadam; 3: ground subsidence along the road; 4: the dry valley spreading creates a decrease in water flow dynamic; 5: breakdown in the sedimentary transport; 6: outflows; 7: partially destroyed walls; 8: flood passing threw a residential house; 9: mud deposits exceeding 20 cm; 10: drifted materials > 30 cm; 11: limits of the watershed; 12: location of the photographs mentioned in fig. 4. B: Zoom on the road incision (photo C1, fig. 4). 1: elimination of the bitumen tarmac road unsticking; 2: road-deck highlighted on more than 20 cm. C: Zoom on the two gullies (photo C2 on the figure 4); 1: signs of suffosion; 2: erosion > 90 cm; 3: silex and pluri-decimetric boulders not transported by the floods.

15Afin de comprendre la cartographie des impacts morphogéniques (fig. 5), la cinématique des écoulements a été reconstituée en utilisant les laisses de crue mesurées sur huit profils (fig. 6). Ces transects ont aussi permis de calculer des puissances spécifiques (tab. 3). Les débits (Qp) augmentent progressivement de l’amont vers l’aval, mais la carte montre surtout des variations longitudinales importantes pour les puissances spécifiques (). Les valeurs sont ponctuellement élevées, avec par exemple = 324 W/m2 à la confluence des deux axes majeurs (Q= 4,8 m3/s; fig. 3B) et = 511 W/m2 à l’exutoire final (Q= 5,34 m3/s). Les puissances diminuent entre les transects 4 et 6, passant de 324 à 151 W/m2, ce qui fait suite à un abaissement de la pente de la ligne d’eau (de 6,5 à 4,2 %) et à une subdivision des flux dans deux chenaux. Les valeurs augmentent en revanche entre les profils 6 et 8 (de 151 à 511 W/m2), suite à un accroissement de la pente (de 4,2 à 5,7 %) et à une diminution de la largeur du chenal d’écoulement (de 10 à 8 m). Il y a donc une bonne corrélation entre les valeurs des puissances spécifiques et la taille des incisions observées. Dans les zones moins actives, les écoulements perdent de leur capacité érosive mais ils continuent à transporter la quasi-totalité des sédiments jusqu’à l’exutoire.Des valeurs de puissances spécifiques associées à des débits de pointe ont aussi été calculées sur d’autres bassins où des profils en travers avaient été réalisés (tab. 4).

Tab. 3 – Débits de pointe et puissances spécifiques calculées sur les 8 transects du bassin d’Hautot-sur-Mer.
Tab. 3 – Peak-flow discharges and related specific stream powers measured on 8 transects in the Hautot-sur-Mer basin.

Aval

N° 

Longueur (en m)

Dénivelée (en m)

Pente
(en %)

Qp : débit de pointe (en m3)

ω : puissance spécifique (en W/m²)

w : largeur de la section (en m)

Rapport Qp /w
(en m3/m)

Aval

1

36,5

2,257

6,18

1,68

226

4,5

0,37

2

28,6

1,566

5,47

2,32

271

4,6

0,50

3

24,6

2,009

8,16

1,64

292

4,5

0,36

4

51,7

3,304

6,39

4,80

324

9,3

0,51

5

28,2

2,670

9,47

1,80

372

4,4

0,40

6

51,2

1,411

2,75

4,63

151

8,3

0,56

7

33,4

2,257

6,75

1,46

230

4,2

0,34

Amont

8

34,1

2,726

7,99

5,34

511

8,2

0,65

Amont

Tab. 4 – Données récoltées sur d’autres bassins versants ayant été touchés par des « crues rapides » entre 1983 et 2005.
Tab. 4 – Data obtained from various basins affected by “flash floods” between 1983 and 2005.

Date des crues étudiées

Nom du bassin versant

Lieu du point de mesure/ commune

Volume des pluies/durée de l’épisode

Taille du bassin (en km²)

Qp : débit de pointe (en m3)

Qs: débit spécifique (en l.s-1.km-2)

ω : puissance spécifique (en W/m²)

16 juin 1997

St-Martin-de-Boscherville

St-Martin-de-Boscherville

80 mm/6 h

14,3

9-15

629-1048

22-31

16 juin 1997

St-Martin-de-Boscherville

La Vaupalière

80 mm/6 h

3,1

7-10

2229-3184

423-460

16 juin 1997

St-Martin-de-Boscherville

La Vaupalière

80 mm/6 h

7,8

9-12

1135-1538

121-154

16 juin 1997

Villers-Ecalles

Villers

80 mm/6 h

13,4

12-24

859-1791

Non connu

09 juillet 2000

Ordrimouille

Epaux-Bézu

240 mm/3 j

44,1

~40

~907

~147

01 juin 2003

Callenville

Trouville

89 mm/1 h

2,5

~7,2

~2880

~392

16Il est intéressant de voir que les débits spécifiques oscillent entre 1 et 2 m3.s-1.km-2 (fig. 7) et que les valeurs des puissances spécifiques varient entre 22 et 511 W/m2. Alors que la puissance estimée à l’exutoire du bassin de St-Martin-de-Boscherville n’est que de 22 W/m2, elle est évaluée à 456 W/m2 à l’exutoire d’un sous-bassin amont, très efficace du point de vue de la structuration de son réseau hydrographique (Delahaye, 2002 ; Douvinet, 2008). La distance, l’élargissement du chenal d’écoulement et l’abaissement de la pente font donc chuter ces capacités érosives à travers les échelles. Les autres estimations sont rendues délicates par l’absence de mesures directes au moment des crues et cette comparaison se heurte rapidement au manque de données pour ces « crues rapides » du nord de la France. A titre de comparaison, F. Liébault (2003) obtient des gammes de valeurs proches à partir d’un échantillon de 51 torrents drômois (de 10 à 300 W/m2), pour des surfaces de bassins variant de 10 à 150 km² et caractérisés par des pentes moyennes inférieures à 3 %.

Fig. 6 – Reconstitution de la cinématique des écoulements et estimation des débits de pointe avec les puissances spécifiques sur le bassin d’Hautot-sur-Mer.
Fig. 6 – Reconstruction of the streamflows kinematics and estimation of the peak discharges with the specific powers in the Hautot-sur-Mer basin.

Fig. 6 – Reconstitution de la cinématique des écoulements et estimation des débits de pointe avec les puissances spécifiques sur le bassin d’Hautot-sur-Mer.Fig. 6 – Reconstruction of the streamflows kinematics and estimation of the peak discharges with the specific powers in the Hautot-sur-Mer basin.

A : Définition de la hauteur maximale des écoulements à partir des laisses de crue. B : Carte de localisation. 1 : traces visibles de ruissellement diffus ; 2 : ruissellement concentré ; 3 : écoulement estimé entre 1 et 3 m3/s ; 4 : débit de pointe estimé entre 3 et 5 m3/s ; 5 : écoulement supérieur à 5 m3/s ; 6 : apports des surfaces cultivées ; 7 : apport du réseau routier et des espaces urbanisés ; 8 : pavillon traversé par les écoulements ; 9 : zone inondée par plus de 30 cm d’eau boueuse ; 10 : limite du bassin-versant ; 11 : zones urbanisées ; 12 : transects ; 13 : débits de pointe (en m3/s) estimés d’après les laisses de crue ; 14 : les puissances spécifiques (en W/m2) associées à des pointes de crue.
A: Limits of the maximum discharge defined by the slack-water deposits. B. Location map. 1: visible signs of diffuse runoff; 2: concentrated runoff; 3: flow estimated between 1 and 2 m3/s; 4: streamflow ranging from 3 to 5 m3/s; 5: flow exceeding 5 m3/s; 6: sediment contribution from cultivated areas; 7: contribution to the road network and urbanized areas; 8: flood passing threw a residential house; 9: flooded sites with more than 20 cm of mud; 10: limits of the basin; 11: urbanized areas; 12: transects; 13: values of the peak-flow discharges (in m3/s) estimated from flood deposits; 14: specific stream powers (in W/m2) linked to the peak-flows.

Fig. 7 – Relations entre les débits à pleins bords (Q ; en m3/s) par unité de largeur en (w ; en m), la pente de la ligne d’eau (en m/m) et les puissances spécifiques estimées au sein de plusieurs bassins versants.
Fig. 7 – Relations between the peak-flow discharges (Q; in m3/s) per width unit (w; in m), the average water flow gradient (in m/m) and the specific stream powers calculated in several basins.

Fig. 7 – Relations entre les débits à pleins bords (Q ; en m3/s) par unité de largeur en (w ; en m), la pente de la ligne d’eau (en m/m) et les puissances spécifiques estimées au sein de plusieurs bassins versants.Fig. 7 – Relations between the peak-flow discharges (Q; in m3/s) per width unit (w; in m), the average water flow gradient (in m/m) and the specific stream powers calculated in several basins.

  

Ampleur et coût des dommages associés

17L’analyse comparative se poursuit mais en repassant, cette fois ci, à une échelle régionale. Les données consultées dans les dossiers« CatNat » permettent de connaître la gravité et l’ampleur des dommages liés aux « crues rapides » sur les 189 bassins versants recensés. L’analyse des dégâts (directs, indirects, matériels et humains) amène à s’interroger sur l’exposition des espaces urbanisés. Dans ce travail, on entend par vulnérabilité physique l’endommagement des biens et des personnes et ses répercussions sur l’environnement (Pigeon, 2002 ; Pottier, 2002). On se limite ici à la définition classique (vulnérabilité dite « analytique ») au sens défini par R. D’Ercole (1994). Des méthodes récentes proposent de considérer la vulnérabilité de manière « synthétique » (approches qualitatives, quantitatives, semi-quantitatives), soit la fragilité d’un système dans son ensemble et sa capacité de réponse à une crise potentielle (Blong, 2003 ; Thiery et al., 2007). Il faut pour cela mettre en place un protocole d’étude adaptée aux échelles fines, ce qui n’a pas été fait ici car on se limite à l’analyse des informations provenant des dossiers « CatNat ».

18L’une des caractéristiques communes aux « crues rapides » est le risque lié à la rapidité de la montée des eaux qui peut surprendre la population. Ces inondations ont souvent des conséquences dramatiques à cause de la mobilité des personnes ou de leur réaction inappropriée en période de montée des eaux. Sur l’ensemble des 269 « crues rapides »recensées dans le nord de la France, on déplore 11 décès dont 8 (73 %) sont directement liés à des déplacements au moment de l’arrivée de la « vague de boue »(tab. 5). A ce titre, les crues recensées dans ces régions du nord du Bassin parisien représentent le même danger que les « crues rapides »observées dans d’autres secteurs géographiques. On peut en effet rappeler que, dans la région du Languedoc-Roussillon, 40 % des personnes ayant péri lors des crues rapides apparues au cours de la moitie du XXe siècle ont été surprises par les eaux dans leur véhicule (Antoine et al., 2001). Lors des crues des 12 et 13 novembre 1999 dans le sud de la France, près de la moitié des victimes (35 morts et un disparu) ont trouvé la mort dans leur véhicule ou à proximité (IGE, 2001). Aux Etats-Unis, ce sont même entre un tiers et la moitié des décès associés aux « crues rapides »qui sont directement expliqués par l’utilisation d’un véhicule motorisé au cours de la période de montée des eaux (Drobot et al., 2007). Le maintien des parcours quotidiens (comme les trajets domicile/travail, domicile/école, domicile/crèche) ou l’adoption de comportements imprudents (comme par exemple traverser la crue sans prendre conscience de la vitesse des écoulements) constituent des sources de danger soulignées dans les travaux de I. Ruin et al. (2007). La vitesse et la montée rapide des niveaux d’eau surprennent les populations en déplacement et les « crues rapides »sont avant tout dangereuses car elles frappent des cibles difficiles à protéger (Staes et al., 1994 ; Montz et Grundfest, 2002 ; Grothamn et Reusswig, 2006).

Tab. 5 – Origine des drames humains lors des crues rapides étudiées (1983-2005).
Tab. 5 – Human damage linked to flash floods in northern France and causes.

Type de décès recensés

Date de l’épisode à l’origine de la crue rapide

Nombre de décès

Emportés dans leur véhicule

Mobiles ou en déplacement

Crises cardiaques

Villes où ont été recensées des pertes en vie humaine (et numéro de département)

06 juin 1983

2

1

0

1

St-Pierre-du-Port, Sasselot (76)

21 juin 1986

1

0

1

0

Le Havre (76)

16 juin 1997

4

4

0

0

St-Martin-de-Boscherville (76)

09-10 mai 2000

2

1

1

0

Barentin et St-Léonard (76)

09 juillet 2001

1

0

0

1

Coincy-l’Abbaye (02)

01 juin 2003

1

0

0

1

Trouville (14)

TOTAL

11

6

2

3

/

19Le coût financier des dégâts liés aux « crues rapides » a également été comparé. Il existe différentes sources d’informations pour quantifier les pertes économiques : déclarations auprès des assurances, fonds de garantie des calamités agricoles, etc. Même si les chiffres restent discutables pour de nombreuses raisons (effets indirects des inondations difficiles à apprécier, incertitudes sur la fiabilité des estimations), les valeurs mentionnés représentent souvent l’hypothèse basse du coût total réel des sinistres. Les estimations réalisées pour les « crues rapides »les plus coûteuses dans les régions du nord de la France (tab. 6) varient entre 500 k€ et 16 M€. Malgré la petite taille des vallons, certaines sommes sont considérables : 14 M€ pour des crues du 16 juin 1997 (Seine-Maritime) qui ont touché quatre bassins < 30 km² ; 8 M€ pour les crues apparues suite aux orages du 13 mai 1998 sur un espace de 15 km² ; 5,3 M€ pour les crues du 1er juin 2003 observées dans deux bassins d’une surface totale < 10 km² (dont 5 M€ pour la seule commune de Trouville). Le coût des dégâts suit une graduation amont-aval au sein des bassins (Souchère, 1995 ; Le Bissonnais et Gascuel-Odeoux, 1998). Les dégâts affectant les surfaces localisées sur les plateaux sont les moins onéreux et les agriculteurs sont les principaux concernés. La sédimentation peut provoquer le recouvrement des semis et le départ des produits phytosanitaires que l’on retrouve en bas de parcelles ou dans les fourrières. Dès que les ruissellements concentrés sont suffisamment compétents, les sinistres deviennent plus élevés, en particulier ceux subis par les populations qui sont implantées aux exutoires (fig. 2 B et D). Les épisodes les plus coûteux, recensés entre 1983 et 2005, ont toujours été localisés dans le Pays de Caux. Les coûts mentionnés pour d’autres « crues rapides » apparues sur le pourtour méditerranéen sont bien plus élevés : 100 M€ suite à la crue du Bajadoz (314 km²) le 7 novembre 1997 (Ortega et Heydt, 2009), 3,5 milliards d’euros pour la crue de l’Aude (6014 km²) les 12-13 novembre 1999 (Vinet, 2008), 500 M€ pour la crue de Nîmes (50 km²) en 1998 (Duclos et al., 1991) ou pour Vaison-la-Romaine (480 km²) en 1992. Les récents événements de 2002 ont aussi atteint des proportions considérables (650 millions d’euros d’après la CCR, Caisse Centrale de Réassurances). Le montant des dégâts pour ces crues est logiquement plus élevé à cause de la plus forte extension des zones affectées et de l’importance des enjeux (activités économiques et zones bâties). En cela, les phénomènes « crue rapide » du nord de la France ne sont pas comparables aux crues cévenoles, ce qui explique qu’ils soient restés dans l’ombre et que peu d’études ont spécifiquement été portées dessus.

Tab. 6 – Estimation des dégâts associés aux crues rapides du nord de la France les plus importantes.
Tab. 6 – Estimation of the flood damage and financial cost in northern France.

Date de la crue recensée

Nom du département

Dégâts sur la voirie

Dégâts pour les particuliers

Dégâts sur les infrastructures*

Dégâts pour les artisans

Dégâts pour les agriculteurs

Coût total estimé (en euros)

06 juin 1983

Seine-Maritime

Non connu

4 000 000

3 000 000

300 000

Non connu

 7 300 000

11 juillet 1984

Aisne

Non connu

450 000

115 000

300 000

Non connu

750 000

05 juin 1985

Nord

Non connu

330 000

160 000

Non connu

75 000

520 000

21 juin 1986

Seine-Maritime

Non connu

150 000

22 000

230 000

Non connu

450 000

11 juin 1987

Aisne

15 000

300 000

120 000

91 000

105 000

560 000

21 mai 1992

Pas-de-Calais

200 000

55 000

9 000

Non connu

18 000

530 000

9 juin 1992

Seine-Maritime

205 000

290 000

146 000

160 000

35 000

840 000

9 juin 1993

Seine-Maritime

320 000

2 520 000

980 000

945 000

420 000

7 310 000

24 juillet 1993**

Nord

Non connu

300 000

1 400 000

Non connu

15 000

5 000 000

6 août 1995

Seine-Maritime

325 000

1 270 000

300 000

10 000

150 000

2 055 000

16 juin 1997

Seine-Maritime

6 100 000

305 000

3 800 000

2 000 000

2 750 000

14 000 000

5 août 1997

Oise

315 000

455 000

180 000

80 000

60 000

1 750 000

12 août 1997

Eure

Non connu

380 000

Non connu

75 000

45 000

347 000

13 mai 1998***

Seine-Maritime

1 800 000

600 000

2 200 000

200 000

95 000

5 900 000

6 juin 1998

Seine-Maritime

580 000

3 595 000

280 000

1 540 000

1 250 000

9 015 000

09 juillet 2000

Aisne

Non connu

1 700 000

15 000

110 000

Non connu

2 520 000

26 août 2002

Pas-de-Calais

Non connu

1 500 000

Non connu

Non connu

Non connu

2 475 000

01 juin 2003

Calvados

Non connu

3 400 000

400 000

Non connu

Non connu

5 300 000

* : infrastructures publiques ; ** : le coût total est de 22 M€ mais les 3/4 des dégâts sont directement liés à la grêle ; *** : coût total d’après les estimations de la DDE (1999) pour l’agglomération de Fécamp.
*: public infrastructures; **: the total cost of this event is estimated to 22 M€ but 75% is the result of hail damage; ***: financial cost evaluated by the DDE (1999) for Fécamp township.

Conclusions

20Ce tour d’horizon des connaissances actuelles a permis de faire un point sur le fonctionnement de 269« crues rapides »apparues en périodes printanière et estivale dans les régions de grande culture du nord de la France. De façon originale, ces écoulements sub-torrentiels se manifestent aux exutoires urbanisés de bassins versants de petite taille (< 40 km²). Les hydrosystèmes touchés sont généralement dépourvus d’écoulement permanent (82 % de « vallons secs »), avec un réseau fossile qui se remet à fonctionner suite à des pluies orageuses ou intenses. Les ruissellements sont suffisamment énergiques pour engendrer des incisions majeures et ce, même sur de courtes distances. Les estimations des puissances spécifiques, rapportées par unité de largeur (entre 22 et 511 W/m2), en lien avec des débits spécifiques eux aussi élevés (entre 1 et 2 m3.s-1.km-2), permettent de mieux replacer ces inondations parmi la gamme des phénomènes connus.

21Il est important de rappeler qu’au-delà des variables de contrôle classiquement incriminées dans ces régions (intensité des pluies, sensibilité des sols limoneux à la battance), la morphologie ressort comme le facteur le plus discriminant. Si la pluie est toujours le facteur de déclenchement de la « crue rapide », elle n’est pas toujours suffisante pour expliquer, à elle seule, l’apparition de ces événements. A l’échelle régionale, la morphologie guide un premier zonage spatial, en définissant un stock de bassins potentiellement prêts à réagir en cas de pluies de forte intensité. La morphologie joue aussi un rôle à l’échelle intra-bassin, mais cette fois-ci au même titre que les autres composantes environnementales.

22A court terme, ce travail devrait se poursuivre en intégrant les données obtenues dans d’autres régions touchées par ce type d’aléa et dans des contextes morphostructuraux identiques, comme dans le Sussex en Angleterre (Boardman et al., 2003) ou dans les Flandres en Belgique (Beuselink et al., 2000 ; Evrard et al., 2007). Une analyse des similitudes avec les crues du sud de la France devrait aussi être proposée. Enfin, il est envisagé de mieux observer les effets de décapage (scalping) du tapis végétal pour reconstituer les vitesses d’écoulement et les tensions de cisaillement atteintes à échelle fine.

Remerciements
Ces recherches ont été menées grâce au financement, par le CNRS et le Ministère de la Recherche, du projet SYMBAD (2004-2007), une Action Concertée Incitative « Systèmes Complexes en SHS » intitulée « Analyse de la structure et de la dynamique de systèmes spatiaux complexes : les bassins versants sensibles aux crues rapides dans le Bassin Parisien ». Nos remerciements s’adressent aux diverses administrations qui ont facilité l’accès aux dossiers« CatNat »(Direction de la Défense et de la Sécurité Civile, DDSC, Ministère de l’Intérieur, Ministère de la Culture, les Archives Nationales). Les auteurs tiennent à remercier M. Bernard, G., M. et M. Douvinet et A. Guilleux pour leurs aides lors des relevés de terrain. Nos remerciements sont également adressés à G. Arnaud-Fassetta, E. Cossart, S. Dufour, F. Liébault, A.-J. Rollet, T. Smith pour leurs conseils, à L. Purdue, J. Lemaire et A. Lindsey (Loon Traduction) pour les corrections en anglais, ainsi qu’aux trois relecteurs anonymes pour l’attention qu’ils ont portée à cet article.

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Annexe

Abridged English version

Flash floods due to high rainfalls during short periods of time are generally observed in mountainous Mediterranean areas or in steep-land areas (Arnaud-Fassetta et al., 2002; Gaume et al., 2009). Recent events were studied in the Cévennes-Vivarais region, France (Antoine et al., 2001 ; Vinet, 2008), in Catalonia, Spain (Ortega and Heydt, 2009), in Oremountains, Germany (Schmitz and Cullmann, 2008), in Ligury, Italy (Reid, 2004) or in the Judea mountains, Israel (Morin et al., 2009). Comparative approaches underline relevant links between specific peak-flow discharges and the size of the studied basins (Borga et al., 2007 ; Gaume et al., 2009). A flash flood is generated during or shortly after high rainfall intensities. In many cases, these phenomena occur in basins of a few hundred square kilometers or less with a violent sudden onset, a high level of damage and a rapid rising time. As these natural hazards threat people and cause loss of buildings and infrastructures, anticipating them becomes a scientific issue in many countries (Reid, 2004 ; Ruin et al., 2007).

Over the last decade, flash floods had also an impact on rivers draining dry valleys (fig. 1) across the loamy plateaus of northwestern France (Meyer, 2001 ; Delahaye, 2002 ; Douvinet, 2008). Such phenomena are classically named “turbid floods”, “muddy floods” or “turbid flows” due to the high sediment content. However, when focusing on hydrometric parameters, water flows and solid fluxes, terminology seems inaccurate, which reveals a lack of consensus in choosing the most appropriate term. Consequently, we have decided to use the general term of “flash floods”. Furthermore, flash floods in the northwestern part of France remain unknown. The hydrological studies are carried out on the hazards affecting fluvial plains but not on the dynamics of small-sized valleys. Their hydrological and sedimentary behaviors are also poorly documented (Arnaud-Fassetta et al., 2009). Occurring on small, dry and ungauged basins, it is difficult to set up stations because floods do not frequently occur in similar areas. Then, how to justify installing a supervision network if these stations do never record floods during 10, 20 years or more, and if they are paradoxically likely to be destroyed during one event ?

To address the gap in available information, the main objectives of this paper are to evaluate the specificities of these natural hazards and to propose a review to help managers implement prevention in areas where the population is unconsciously exposed to these events. We use two types of data : i) on the local scale, systematic investigations carried out on a few basins give exhaustive maps of morphogenic impacts and the peak discharges have been compared to the stream powers (fig. 4 and fig. 5) ; ii) on the regional scale, a specific database recording 269 flash floods on 189 catchments between 1983 and 2005 has been studied. A comparative analysis of these two types of data provides similarities and hydrological common features in a pluri-scalar approach.

Results show that these floods are characterized by sub-torrential dynamics with time-responses to high rainfall events (> 50 mm in less than 15 h) of less than one hour. They present high sediment rates but the sedimentary concentration is still difficult to measure. Managers and official services clean the flooded urbanized areas and erase remaining deposit signs in a short period of time. If four sediment sources are detected (soil erosion ; destabilization of slopes and mass movements ; incision in road networks ; overthrusting of debris, vegetal and artificial elements adding to solid fluxes), quantifying precisely the sediment budget is an insolvable problem in these small and ungauged areas. The specific study of the June 28, 2005 flash flood recorded in the basin of Hautot-sur-Mer (1.4 km²) confirms that streamflows rush down through the main dry valleys in just a few minutes (fig. 4). Measurements of the peak discharges (ranging from 1.2 m3/s to 5.4 m3/s) and of the associated specific stream powers (with a peak of 511 W/m²) have been estimated in a few cross sections containing slack water deposits. These values provide a good assessment of the minimum energy required to induce incision. Runoff contributions from upstream areas explain the appearance of a turbid wave and the important damage observed at the outlet of the sub-catchments (fig. 3). As a consequence, we better understand why some high-incised gullies occur in less than 10 m in several basins. In addition, because road networks have been historically built in the thalwegs, flow velocities and the erosive capacities of waters are aggravated.

The comparative study also highlights that the amount of precipitation leading to flash floods in northwestern France present extreme values. Some records have been measured during the studied period (1983-2005) : 78.9 mm in one hour at Deauville (Calvados) on June 1, 2003 ; 52.8 mm in 45 mn at Nouy-en-Thelle (Oise) on August 25, 1990 ; 196 mm for two days (July 6-7, 2001) at Roumoy-en-Santerre (Somme). Meteorological radar data give precise information on a fine scale (less than 1 km2) but such values only exist for events observed since 2000. Sensitivity of loamy soils to high rainfalls is classically the main triggering factor to explain runoff. If this parameter is sufficient for floods recorded during winter periods, it is not really true for the events studied here, as humid conditions are rarely observed during spring. F. Papy et al. (1988) have shown that sedimentary crusts on fresh maize do not appear before June 20. Therefore 36 % of the 269 studied events occurred in May and during the ten first days of June.

Furthermore, analyzing the morphometry of the 189 basins has enabled us to assess the specificities of sensitive areas. Most of these basins (94 %) are small-sized (less than 25 km²), are connected in downstream parts of larger basins (>50 km²) and present a gap in the Strahler ordination. A second type, joining other catchments of 25-40 km², is observed in upstream parts of larger basins and presents a normal hierarchical ordination. Interestingly, 82 % of the studied basins have intermittent flows and are called dry valleys. This confirms that flash floods tumble down the dry valleys across the fossil network established during periglacial periods (Boogart et al., 2003 ; Larue, 2005).

Human exposition is finally discussed through the analysis of damage encountered during the 269 registered events. Flash floods present high frequency (8-9/a) in one area of 50,000 km2. On the 11 persons who died during 6 events over the period 1983-2005, 7 were moving when the flash floods occurred. Causes of human damages are now well-known. The population underestimates the speed of streamflows and people maintain their daily behaviors like driving from home to work, work to day nursery, etc. Communities are caught by the rapidity and the violence of high flows. Flash floods still remain one of the most significant natural hazards because they affect moving persons who are hard to protect (Staes et al., 1994 ; Montz and Grundfest, 2002 ; Grothamn and Reusswig, 2006 ; Ruin et al., 2007 ; Gaume et al., 2009). On the other hand, the financial costs of damage estimated for 16 events in northwestern France range from 500,000 to 14,000,000 €. This analysis gives high values for small-sized affected areas (< 40 km²). Due to weak human exposition and stakes, these financial costs are lower than the sums evaluated after floods in southern France. This observation undoubtedly explains why such a fluvial risk still remains underestimated in these areas and not in others.

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Table des illustrations

Titre Fig. 1 – 189 bassins versants touchés par des « crues rapides » (1983-2005) dans le nord de la France.Fig. 1 – 189 watersheds affected by flash floods (1983-2005) in northern France.
Légende A : Carte de localisation. B : Carte géologique. 1 : Quaternaire récent ; 2 : formations quaternaires anciennes et très anciennes ; 3 : formations dunaires ; 4 : Plio-Pléistocène ; 5 : Pliocène et Mio-Pliocène ; 6 : formations oligocènes ; 7 : Eocène moyen et supérieur ; 8 : Paléocène et Eocène inférieur ; 9 : Crétacé supérieur ; 10 : Crétacé inférieur ; 11 : Jurassique supérieur (Malm) ; 12 : Jurassique moyen (Dogger) ; 13 : Jurassique inférieur (Lias) ; 14 : formations triasiques ou permo-triasiques ; 15 : socles paléozoïques (hors de l’étude) ; 16 : principales failles ; 17 : points côtés ;18 : talus avec un commandement de plus de 75 m ; 19 : cuesta ayant un commandement inférieur à 100 m ; 20 : front de cuesta marqué, à commandement > 100 m ; 21 : rebords de boutonnières ; 22 : buttes de sables éocènes ; 23 : buttes de calcaires ou meulières ; 24 : localisation des 189 bassins touchés par une « crue rapide »recensés à partir des déclarations de l’état de catastrophe naturelle (d’après les données de J. Douvinet, 2006).A: Site location map. B: Simplified geological map. 1: recent Quaternary deposits; 2: Old Quaternary deposits; 3: dunes; 4: Plio-Pleistocene; 5: Pliocene and Mio-Pliocene; 6: Oligocene; 7: middle and upper Eocene; 8: Paleocene or lower Eocene; 9: upper Cretaceous; 10: lower Cretaceous; 11: upper Jurassic (Malm); 12: middle Jurassic (Dogger); 13: Jurassic (Lias); 14: Permo-triassic and Triassic deposits; 15: Paleozoic basement (out of the studied area); 16: major faults; 17: quoted points; 18: scarp more than 75-m height; 19: cuesta with relief < 100 m; 20: front-slope of cuesta with relief > 100 m; 21: front of wealds; 22: Eocene sandy table-mountain; 23: limestone table-mountain and millstone; 24: location of the 189 basins affected by flash floods recorded thanks to the French “natural disaster” procedure (data from J. Douvinet, 2006).
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Titre Fig. 2 – Violence des écoulements et type de dommages associés.Fig. 2 – Impact of flash floods and resulting damage.
Légende A : Concentration des ruissellements diffus provenant des parties amont cultivées [Auchy-les-Hesdin (62), 7 juillet 2001]. B : Pont submergé par des écoulements sub-torrentiels [Jaulgonne (02), 9 juillet 2000]. C : Effet aggravant des routes qui collectent les écoulements et accentuent leur vitesse de propagation (Ponches-Estruval (80), 3 juin 2000]. D : Arrivée brutale de la crue et conséquences aux exutoires urbanisés [Trouville (14), 1er juin 2003]. E : Ravine avec une profondeur de 8 m sur une largeur de 10 m ici [Val aux Clercs (76), 6 mai 2000]. F : Mouvement de masse induit par percolation [Soucy (02), 7 juillet 2001]. G : Blocs de silex déposés en fin de crue traduisant la compétence des écoulements [Corgis (02), 25 août 1995]. H: Voitures emportées [Barentin (76), 16 juin 1997].A: Concentration of the diffuse runoff coming from upstream cultivated areas [Auchy-les-Hesdin (62), July 7, 2001]. B: Bridge overwhelmed by the sub-torrential flows [Jaulgonne (02), July 9, 2000]. C: Influence of roads that concentrate and accelerate the velocity of flash flood [Ponches-Estruval (80), June 3, 2000]. D: Sudden rising wave occurring at the urbanised outlets [Trouville (14), June 1st, 2003]. E: Gully 8-m deep and 10-m wide [Val-aux-Clercs (76), May 6, 2000]. F: Mass movements due to the percolation and sub-surfacic flows on the road sides [Soucy (02), July 7, 2001]. G: Flint blocks deposited at the end of the flood, illustrating the high competence of streamflows [Corgis (02), August 25, 1995]. H: A few cars carried out during the flood [Barentin (76), June 16, 1997].
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Titre Fig. 3 – Typologie des principales formes érosives [classification tenant compte des processus de détachement des particules de sol et des caractéristiques du ruissellement ; modifié par D. Delahaye (2002) d’après A.-V. Auzet et al., 1995].Fig. 3 – Classification of erosive forms[taking into account the critical shear stress required to incise soils and the characteristics of flows pathways and runoff; modified from D. Delahaye (2002) after A.-V. Auzet et al.(1995)].
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Titre Fig. 4 – La crue du 28 juin 2005 sur le bassin-versant d’Hautot-sur-Mer (Seine-Maritime).Fig. 4 – Study of the June 28, 2005 flood in the basin of Hautot-sur-Mer (Seine-Maritime).
Légende A : Carte de localisation. B : Présentation du bassin-versant. 1 : courbes de niveau (5 m) ; 2 : points côtés (en m) ; 3 : thalweg naturel ; 4 : cavée d’Hautot, la route principale construite au sein du vallon ; 5 : la Scie, cours d’eau drainant la vallée humide ; 6 : ligne de partage des eaux ; 7 : zones bâties : 8 : Localisation des photographies de la figure C. C. Impacts liés au passage de la crue. 1 : arrachage du macadam et érosion latérale du tablier routier ; 2 : ravine avec des traces de suffosion en aval d’un vallon enherbé ; 3 : niches d’affaissement le long de la Cavée d’Hautot ; 4 : herbes couchées sous la violence des écoulements et dépôts de silex dans des zones d’embâcles ; 5 : couches de limons déposés sur 20-30 cm dans les quartiers de Petit-Appeville situés à l’exutoire du bassin ; 6 : voitures emportées.A: Site location map. B: Presentation of the site studied. 1: equal level lines (5 m); 2: altitude numbers (in m); 3: natural thalweg; 4: the Cavée d’Hautot, the main road located in the natural thalweg; 5: the Scie, the main river flowing in the humid valley; 6: limits of the basin; 7, built-up areas; 8. location of the photographs mentioned in fig. 4. C. C. Damages after the rising peak wave. 1: lifting of the tarmac and lateral erosion of the road-deck; 2: gully with signs of suffosion downstream a grass-covered dry valley; 3: ground subsidence along the Cavée d’Hautot; 4: grassland flattened by the streamflow power and deposition of silex due to the vegetal obstruction; 5: layer of silts on 20-30 cm in the final outlet of the basin, at Petit-Appeville; 6: drifted cars.
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Titre Fig. 5 – Carte des impacts morphologiques et nature des matériaux transportés.Fig. 5 – Map of the morphological impacts and types of eroded materials.
Légende A : Carte de localisation. 1. sapement et érosion latérale ; 2 : marques de griffure observées sur le macadam ; 3 : niche d’affaissement le long de la route ; 4 : élargissement du vallon qui entraîne une baisse d’énergie des eaux ; 5 : rupture dans le transit sédimentaire ; 6 : embâcles ; 7 : murs partiellement détruits ; 8 : pavillon traversé par la crue rapide de part en part ; 9 : dépôts boueux supérieurs à 20 cm ; 10 : accumulation d’éléments charriés sur une hauteur supérieure à 30 cm ; 11 : limite du bassin-versant ; 12 : localisation des photos de la fig. 4. B : Détail de l’incision de la route (photo C1, fig. 4). 1 : décollement du bitume ; 2 : mise à jour du tablier routier sur une profondeur supérieure à 20 cm. C : Détail de la ravine (photo C2 de la figure 4). 1 : traces de suffosion ; 2 : érosion supérieure à 90 cm ; 3 : dépôts de silex et de blocs pluri-centimétriques non charriés par les écoulements.A: Site location map. 1: undercutting and lateral erosion; 2: scratches in the road macadam; 3: ground subsidence along the road; 4: the dry valley spreading creates a decrease in water flow dynamic; 5: breakdown in the sedimentary transport; 6: outflows; 7: partially destroyed walls; 8: flood passing threw a residential house; 9: mud deposits exceeding 20 cm; 10: drifted materials > 30 cm; 11: limits of the watershed; 12: location of the photographs mentioned in fig. 4. B: Zoom on the road incision (photo C1, fig. 4). 1: elimination of the bitumen tarmac road unsticking; 2: road-deck highlighted on more than 20 cm. C: Zoom on the two gullies (photo C2 on the figure 4); 1: signs of suffosion; 2: erosion > 90 cm; 3: silex and pluri-decimetric boulders not transported by the floods.
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Titre Fig. 6 – Reconstitution de la cinématique des écoulements et estimation des débits de pointe avec les puissances spécifiques sur le bassin d’Hautot-sur-Mer.Fig. 6 – Reconstruction of the streamflows kinematics and estimation of the peak discharges with the specific powers in the Hautot-sur-Mer basin.
Légende A : Définition de la hauteur maximale des écoulements à partir des laisses de crue. B : Carte de localisation. 1 : traces visibles de ruissellement diffus ; 2 : ruissellement concentré ; 3 : écoulement estimé entre 1 et 3 m3/s ; 4 : débit de pointe estimé entre 3 et 5 m3/s ; 5 : écoulement supérieur à 5 m3/s ; 6 : apports des surfaces cultivées ; 7 : apport du réseau routier et des espaces urbanisés ; 8 : pavillon traversé par les écoulements ; 9 : zone inondée par plus de 30 cm d’eau boueuse ; 10 : limite du bassin-versant ; 11 : zones urbanisées ; 12 : transects ; 13 : débits de pointe (en m3/s) estimés d’après les laisses de crue ; 14 : les puissances spécifiques (en W/m2) associées à des pointes de crue.A: Limits of the maximum discharge defined by the slack-water deposits. B. Location map. 1: visible signs of diffuse runoff; 2: concentrated runoff; 3: flow estimated between 1 and 2 m3/s; 4: streamflow ranging from 3 to 5 m3/s; 5: flow exceeding 5 m3/s; 6: sediment contribution from cultivated areas; 7: contribution to the road network and urbanized areas; 8: flood passing threw a residential house; 9: flooded sites with more than 20 cm of mud; 10: limits of the basin; 11: urbanized areas; 12: transects; 13: values of the peak-flow discharges (in m3/s) estimated from flood deposits; 14: specific stream powers (in W/m2) linked to the peak-flows.
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Titre Fig. 7 – Relations entre les débits à pleins bords (Q ; en m3/s) par unité de largeur en (w ; en m), la pente de la ligne d’eau (en m/m) et les puissances spécifiques estimées au sein de plusieurs bassins versants.Fig. 7 – Relations between the peak-flow discharges (Q; in m3/s) per width unit (w; in m), the average water flow gradient (in m/m) and the specific stream powers calculated in several basins.
Crédits   
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Pour citer cet article

Référence papier

Johnny Douvinet et Daniel Delahaye, « Caractéristiques des « crues rapides » du nord de la France (Bassin parisien) et risques associés », Géomorphologie : relief, processus, environnement, vol. 16 - n° 1 | 2010, 73-90.

Référence électronique

Johnny Douvinet et Daniel Delahaye, « Caractéristiques des « crues rapides » du nord de la France (Bassin parisien) et risques associés », Géomorphologie : relief, processus, environnement [En ligne], vol. 16 - n° 1 | 2010, mis en ligne le 01 avril 2012, consulté le 27 mars 2017. URL : http://geomorphologie.revues.org/7829 ; DOI : 10.4000/geomorphologie.7829

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Auteurs

Johnny Douvinet

Université d’Avignon et des Pays du Vaucluse - Equipe d’Avignon - UMR ESPACE 6012 CNRS Avignon - 74, rue Louis Pasteur - 84029 Avignon Cedex 1 (johnny.douvinet@univ-avignon.fr)

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Daniel Delahaye

Université de Caen Basse-Normandie - Laboratoire de géographie physique et environnement - GEOPHEN – UMR 6554 LETG CNRS - Esplanade de la Paix - 14032 Caen Cedex (daniel.delahaye@unicaen.fr)

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