PROFIL ERT 3

Le profil ERT 3 se présente sous la forme d'une ligne composée de 48 électrodes, espacées de 25 centimètres et placées au fond du lit de la rivière, parallèle à la berge, à environ 1 mètre de la rive droite.

Sur les données inversées, les profils réalisés en configurations Dipôle et Wenner sont très similaires (Figure 5-15 et Figure 5-16). On met en évidence une fois de plus les trois zones de résistivités distinctes, qui se répartissent ici suivant la profondeur. La zone présentant les résistivités les plus fortes, sur environ un mètre de profondeur, est située entre 50 centimètres et un mètre de profondeur. À l'extrémité Nord du profil (à droite sur les profils de la Figure 5-15), la zone plus résistante affleure. Ce résultat est en accord avec les observations faites sur le terrain. En effet, l'extrémité du profil 3 se termine au niveau de la passerelle, à l'endroit où se trouve un amas de pierres barrant partiellement la rivière et modifiant l'écoulement. On peut donc penser que ces pierres issues de remblais ont une résistivité plus forte. Le remblai se retrouve également sur une épaisseur moyenne d'un mètre sous le fond du lit de la rivière. Contrairement à ce que l'on a pu observer au sein de la zone la plus superficielle sous la rivière, on n'observe aucune variation visible sur les profils inversés. D'une façon générale, il est très difficile de localiser des éventuelles variations sur les profils "bruts" ici sans avoir recours à une inversion time-lapse et au passage en différences sur les profils Dipôle.

Sur les profils exprimés en différences, on peut voir que les deux dispositifs donnent cette fois-ci des résultats tout à fait similaires (Figure 5-16). Lors du deuxième jour, où le niveau de l'eau était abaissé, on observe globalement une augmentation de la résistivité dans les premiers centimètres de sédiments, alors qu'à l'inverse, lorsque le niveau d'eau remonte les jours suivants, une zone où la résistivité diminue très fortement se développe plus en profondeur. Les résultats obtenus sont donc en accord avec les profils ERT 1 et ERT 2. Sur le profil ERT 3, on peut observer l'équivalent d'une séquence "pool-riffle". En effet, les deux extrémités du profil ont une altitude légèrement plus élevée qu'en son centre, visible sur les figures 5-15 et 5-16. Si l'on se réfère au fonctionnement de ce type de séquence, le fait d'abaisser le niveau d'eau provoque une diminution des échanges du sud vers le nord, ce qui pourrait expliquer l'augmentation de la résistivité mesurée le deuxième jour, par rapport au jour de référence. À l'inverse, une remontée du niveau de la rivière entraîne la reprise du système d'échanges car la différence de charge est à nouveau suffisante pour permettre à l'eau de surface de pénétrer dans les sédiments en amont et être rejetée en aval. Ainsi, la diminution de la résistivité enregistrée les jours suivants peut être le signe de ces échanges d'eau qui peuvent reprendre une fois le niveau d'eau revenu à la normale, provoquant un gradient de pression suffisant pour permettre à l'eau de rivière de passer dans les sédiments.

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Figure 5-15 : Résultats obtenus après inversion sur le profil ERT 3 en configurations Dipôle et Wenner durant l'expérience du barrage.

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Figure 5-16 : Résultats obtenus en différences sur le profil ERT 3 en configurations Dipôle et Wenner durant l'expérience du barrage.

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D-CONCLUSION

En conclusion de cette expérience, il est intéressant de mettre en relation les interprétations faites à l'aide des différentes méthodes utilisées sur le terrain. Les données géochimiques semblent indiquer que la modification du niveau d'eau entraînée par la manipulation d'un barrage provoque des variations importantes dans la géochimie de l'eau porale. Le chlorure est ici considéré comme un élément conservatif, dont la concentration dans la rivière est bien distincte de celle dans les sédiments au niveau du site d'étude. De plus, les données isotopiques, bien que peu variables ici, montrent tout de même un comportement similaire des masses d'eau. Lors de l'abaissement du niveau d'eau dans la rivière, il se produit d'une part un phénomène de remontée d'eau provenant des sédiments, à cause d'une augmentation du gradient nappe-rivière. On assiste donc au début d'un rééquilibrage de ce gradient, avec dans un premier temps un apport d'eau souterraine vers la rivière. À l'inverse, lorsque l'on fait remonter brusquement le niveau de l'eau à son état d'origine, l'augmentation brutale de la charge hydraulique provoque un enfoncement temporaire d'eau de rivière jusqu'à une profondeur d'au moins 50 centimètres. Enfin, cet enfoncement est apparu comme un phénomène temporaire, ne durant qu'une journée-et-demie puisque les mesures effectuées à la fin de l'expérience ont montré un retour à un profil proche de celui observé au tout début de l'expérience.

Si l'on met en relation les données géochimiques avec les données géophysiques, on peut expliquer l'évolution des paramètres mesurées. En effet, nous avons observé que l'abaissement du niveau de l'eau dans la rivière provoquait une augmentation globale de la résistivité dans les sédiments situés juste sous la rivière. En revanche, on notait également une zone moins résistante plus en profondeur. Cette dernière zone peut être le signe de la remontée d'eau de nappe depuis la partie inférieure du profil vers la surface. À l'inverse, l'augmentation de la résistivité dans les sédiments les plus superficiels peut être reliée à la diminution de la conductivité de l'eau de rivière. De même, lorsque le niveau d'eau remonte, on observe alors une zone dont la résistance diminue, associée à une augmentation de la concentration en chlorure et donc un apport d'eau de rivière dans les premiers 50 centimètres de sédiments, mais ce signal est également présent dans la partie inférieure des profils. L'hypothèse selon laquelle il existerait une possibilité pour l'eau de rivière de pénétrer en profondeur peut effectivement se retrouver sur les profils de tomographie électrique à plus haute résolution, qui semblent faire état de la présence de zones de résistivités différentes et donc de lithologies distinctes. Certaines formations géologiques paraissent plus aptes à faire circuler de l'eau de rivière de façon assez rapide, alors que d'autres au contraire ont tendance à limiter la pénétration de l'eau de surface jusqu'à une grande profondeur. Les données géophysiques ne peuvent pas être reliées simplement aux données géochimiques, car l'augmentation ou la diminution de la résistivité observée dans la zone des sédiments de rivière superficiels n'est pas en accord avec l'évolution théorique attendue selon l'apport d'eau de rivière ou d'eau souterraine dans les sédiments. Le signal de résistivité ne peut donc pas être ramené seulement à l'eau contenue dans le milieu poreux. On peut envisager que les variations observées sont également dues au changement de conditions aux limites, c’est-à-dire à la variation de l'épaisseur de la tranche d'eau, bien qu'elles aient été prises en compte lors de l'inversion.

Les résultats de cette expérience démontrent bien toute la complexité du fonctionnement de la zone hyporhéique en contexte dynamique, ainsi que la nécessité de combiner plusieurs méthodes de mesures pour parvenir à donner des hypothèses sur les mécanismes ayant lieu lorsque le niveau d'eau en rivière varie. Ces derniers se révèlent complexes, comme une association de paramètres physiques et chimiques au sein d'un milieu très hétérogène.

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