Caractérisation géophysique du stock hydrique des formations superficielles en zone méditerranéenne:

um~

UNIVERSITÉ MONTPELLIER 2

SCIEHCESETTECHNIOUES ~

...

Institut de recherche

pour le développement

HydroSciences Montpellier

Master : Recherche Eau et Environnement

Mention BGAE: Biologie, Géosciences, Agroressources et Environnement Spécialité:

Eau et environnement Rapport de stage Année 100611007

Caractérisation géophysique du stock hydrique des formations superficielles en zone méditerranéenne:

« Application

à

la prédétermination et

à

la prévision des crues. »

Soutenu par Rémi CLE..ME..NT

Le

^1J

juin

2001

Directeur de stage:

M. Christophe 50UVI ER (1 RD)

Co-encadrant:

M. Fascal5RUl\IET (CNRS)

Laboratoire d'accueil:

H~droSciences

Montpellier

Caractérisationgéoph~si9ue^{du stock}h~dri9uedes formations superficielles en zone méditenranéenne : applications à la prédétermination des crues

Photo en haut à gauche: Electrode.

Photo en haut au centre: Boite test.

Photo en haut à droite: Site expérimental de Sumène.

Photo en bas à gauche: Dispositif de mesures en laboratoire.

Photo en bas au centre: SYSCALjunior V.9.

Photo en bas à droite: Boite test.

Rémi CLEMENT-Université Montpellier II

2

Caractérisation géoph'ysi9ue du stock h'ydrÎ9ue des tormations superticielles en zone méditerranéenne:

applications à la prédétermination des crues

R.emerciements :

~tien6 à ~üud_{p ~}.Mon6iavt.^eftWtopfre91l9UVJ{!ïl,'ie6pCJMafJk de

t'équipe_{9li6~ ~} eu., ^auŒ~ dimatiqu~au6einda ~ JbpbwS~

.Mo.ntpelf.Wt., p0U4 60n accueil, 60n 6uioi, 6a cWpo.ni6iliti, 60n aidepUcieu6eet 6e6 UuL;.,petl6afJk6

am6eif.,fwt6 de ^fattia/i6ationdece6falp-.

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MoMiavt. &tü:S{!ïlVag 9)~da ~ JbpbwS~et .Mon6iavt.eftWtopfre91l9UVJ{!ïl, p0U4m'tUJ.<JiIipeJtitW de pondueJt, t'empfoida Ump6 dece6taJp-

d'U/U._p~efIuunanitaiIœ p0U4 paJdicipl!lt-au 4.efi1WpfuJ2lJlJ7.

~ WtWtcie, .Mon6iavt.^[fa6caL 919lU.NE5, p0U4 6e6 am6eif., et 6e6 ea:pli.catio.n6 6wt. f.e6 pwtoaJf.e6 ea:péJtimentau.a: pendant le 6taJp-et~6i p0U4 m'tUJ.<JiIiaccompagnéde _{~e6 ~} 6wt.f.e6Wvtain6 p0U4ttia/i6l!1t-de6 6~ ~.

U1re petl6U p~ ua à me6 pwtenl6, et à me6 anW, _~ p'ii6ent6 qui m'ont

6eu.tUnuüudaul.ongdece6a.nJtée6 d'étude,.,.

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oolo.nü de dicowvWt, le monde de fa ud'wt.cfu et d'alle4 ju6qu'au &ut de ce6 cinq a.nJtée6 ~

~6anh6 demon^CWl6U6 ~itaiIœdeSaint--f.tientreà.MtmtpeJ.li.eli.

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Caractérisation géoph.l:Jsi'1ue du stock h.l:Jdri9ue des bnnations superficielles en zone méditerranéenne:

applications à la prédétermination des crues

Sommaire

A.

Introduction ,

1). E.tat^desconnaissances ···.· ···7

B.I IMPORTANCE DES CONDITIONS INITIALES D'HUMIDITE 7

B.1.1 Dans la réponse pluie-débit 7

B.1.2 Exemple dans le processus de ruissellement par excès de saturation. 8

B.1.3 Dans les modèles hydrologiques 8

B.1.4 Les paramètres descriptifsduréservoir sol 9

RII DIFFERENTES METHODES DE MESURES DE L'HUMIDITE DU SOL. (SOURCEINRAMONTPELLIER) 12

B.11.1 Mesures directes 12

B.11.2 Mesures indirectes 14

C,

r

n!:sentation de lam~thodechoisie J6

C.I JUSTIFICATION DE LA METHODE 16

C.I1 PRINCIPE DE L'IMAGERIE ELECTRlQUE DE TERRAIN 16

CIl. 1 Historique de la prospection électrique 16

C1l.2 Rappel sur la résistivité électrique 17

CIl. 3 Aspect théorique de la mesure 17

CIl. 4 Les dispositifs des mesures utilisées 19

CIl. 5 Les propriétés physiques des matériaux influençant la résistivité électrique 20

Cll.6 Les techniques tomographies 2D ou 3D 22

CIl.7 Les traitements des données de l 'imagerie électrique 24

c.m DEFINITION DES PARAMETRES DE LA LOI D'ARCHIE EN LABORATOIRE 27

C.111.1 Etat de l 'art 27

ClII.2 Principe des mesures en laboratoire et présentation du système 27

C 111. 3 Présentation du dispositif. 27

C 111. 4 Etalonnagedusystème 28

ClII.5 Protocole de mesure sur des sols 30

ClIl.6 Test du sable pour la validation du protocole 31

ClIl.7 Résultats et discussions 32

C.IV AUTRES MESURES DE TERRAIN POUR COMPARAISON DES DONNEES 35

D. R~sultatsetobservations

'6

D.I PRESENTATION DU SITE DE SUMENE 36

D.I1 COMPARAISON DES DONNEES D'HUMIDITE TDRET DES PANNEAUX 2D ELECTRIQUES 40

D.II.1 Présentation des panneaux 2D 40

D.ll.2 Correction de la température 43

D .III ANALYSE DES DONNEES DE LABORATOIRE 46

D.lIU Suivi de l'évolution de la conductivité de l'eau du sol.. 46

D.1I1.2 Expérimentation 47

D.IV ETABLISSEMENT DE CARTE DE DEFICITS HYDRIQUES DU SOL: 53

D.1V 1 Principe de ces cartes 53

D.1V2 Estimation de la saturation 53

D.1V3 Validation du modèle 55

E..

^{Condusion 60}

F.

r

enspective de lam~thode 62

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Caractérisationgéoph~si9ue^{du stock}h~dri9uedes tonnations superficielles en zone méditerranéenne:

applications à la prédétermination des crues

I.A_. _1".t.r.od.u.c.ti.·o.".· .... 1

Ce mémoire de Master 2 «Recherche », s'appuie sur un stage effectué au sein du laboratoire HydroSciences Montpellier, dans l'unité de recherche «Risques hydrologiques liés aux aléas climatiques extrêmes».

Il présente les premières études réalisées pour définir une méthode de mesures du déficit de rétention^l des sols. L'information sur l'état hydrique du sol revêt un caractère fondamental dans la genèse des crues. En effet, en région méditerranéenm; les pluies intenses provoquent des crues dévastatrices et subites. Pour certaines, elles sont provoquées par des phénomènes de saturation du sol. II apparaît important de pouvoir caractériser l'humidité des différents horizons superficiels du sol et leur capacité de stockage.

L'objectif consiste à développer une méthode d'estimation de l'humidité2du sol représentant ses variations horizontales et verticales, afin de déterminer le déficit de rétention des sols. Cette méthode doit intégrer plusieurs objectifs:

• Etre non destructive pour le sol étudié,

• Permettre l'acquisition des données de l'humidité sur une maille suffisamment importante pour être représentative de l'humidité à l'échelle de la parcelle sur un bassin versant,

• Permettre une intégration verticale suffisante, compatible avec l'étude res processus de saturation,

• Enfin, cette méthode d'acquisition devra être facile à mettre en _plac~utilisable sans le développement de nouveaux outils et rapide à mesurer.

L'étude s'est donc orientée vers les méthodes géophysiques et plus précisément vers l'utilisation de la mesure de résistivité électrique. De nombreux auteurs, depuis ARCHIE en 1942 ont souligné l'existence d'une relation simple entre l'humidité du sol et la mesure par résistivité électrique. BRUNET et BOUVIER (2003), ont déjà mis en avant l'existence d'une telle relation aux travers de différentes expérimentations en région méditerranéenne Un échantillon de panneaux 2D de résistivités électriques pour diverses périodes existe sur différents terrains. II apparait intéressant de voir s'il est possible de développer une méthode de mesure du taux de saturation³à partir de la mesure de résistivité électrique.

1Déficit de rétention: Quantité d'eau que l'on doit ajouter au sol pour l'amener à sa capacité de rétention, c'est-à- dire la quantité d'eau maximale que peut retenir un sol, on l'exprime en mm.

2Humidité du sol: Présence d'eau dans le sol, contenue dans la portion de sol se trouvant au dessus de la nappe libre, le terme est réservé à la zone aérée. (Dictionnaire français d'hydrologie de surface, ROCHE, 1986)

3Taux de Saturation: Rapport de la teneur en eau réelle (volumique) d'un milieu poreux non saturé à sa porosité totale, c'est-à-dire à la teneur en eau du même milieu lorsqu'il est saturé (Dictionnaire français d'hydrogéologie, CASTANY, 1977).

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Caractérisation géoph!:JsiCJue du stock h!:JdriCJue des çormations supeJicielles en zone méditerranéenne:

applicationsàla prédétermination des crues

- - - -

Dans ce cadre, de nombreuses questions sont posées:

• Existe-il une loi simple entre la mesure de résistivité électrique et 1humidité du sol, conforme au formalisme de la loi empirique d'Archie qui relie la saturatim, la porosité, la résistivité de l'eau du solà la résistivité électrique du sol?

• Quels sont les paramètres contrôlant la mesure de résistivité électrique?

• Peut-on établir cette relation humidité/résistivité en laboratoire à partir d'une méthode simple et recalculer les valeursdu déficit hydrique des sols?

• Enfin, comment utiliser les outils à notre disposition pour valider les valeurs de déficit hydrique mesurées par cette méthode?

Pour trouver des réponses, la démarche est la suivante :

• Comprendre l'importance de l'humidité du sol dans les processus hydrologique:>.

• Faire le point sur les différents types de méthodes de mesuns de l'humidité du sol actuellement utilisés.

• Comprendre le fonctionnement de la mesure de résistivité électrique pour définir un protocole de mesures en laboratoire et étalonner les sols étudiés.

• Développer un protocole de mesures sur le terrain pour déterminer correctement les déficits hydriques des sols en tenant compte des différents paramètres enjeu et nécessairesà la validation du déficit

• Proposer des perspectives à l'utilisation de cette méthode.

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Caractérisation géoph.:Jsi9ue du stock h.:Jdri9ue des tonnations superticielles en zone méditerranéenne:

applications à la prédétermination des crues

1.5_ o_E._ta_t.d.e.s.c.o.".".a.i.ss.a.".c.e.s.o 1

En reglOn méditerranéenne, les pluies intenses provoquent des crues «éclair», subites et dévastatrices, comme le montrent de récents exemples, à Nîmes en 1988, dans l'Aude en 1999, et dans le Gard en 2002. L'objectif est de faire le point sur l'état actuel des connaissances concernant les processus hydrologiques en jeu dans la genèse des crues, et de montrer les liens pouvant exister entre les déficits hydriques des sols et ces processus. En effet dans certains cas, les crues «Eclair» sont liées au taux de saturation des sols et à leur capacité de stockage. Nous verrons, que la connaissance des variations temporelles et spatiales de ces déficits est particulièrement importante dans la compréhension des phénomènes hydrologiques, mais que la mesure physique du déficit reste actuellement très limitée.

B.I Importance des conditions initiales d'humidité.

B.f.] Dans la réponse pluie-débit.

De nombreux auteurs ont souligné l'importance des conditions initiales d'humidité pour caractériser la réponse hydrologique du bassin (MERZ &PLATE, 1997; CASSAROü et Al, 2002 ; MAUER& LETTERENMAIER, 2003 ; ZEHE & BLOSCHL, 2004). En effet, la condition hydrique initiale du sol dans le temps est un facteur important qui contrôle les mouvements de circulation en surface et subsurface (AARON, 2006). Il en est de même pour les variations spatiales de l'humidité qui modifient significativement la réponse pluie débit (ZEHE et BAKER, 2005). D'un point de vue pratique, la connaissance des conditions initiales du bassin versant notamment son état hydrique, est nécessaire pour améliorer la prévision des crues (A. WEISSE, 2003).

Nous citerons l'exemple de l'épisode pluvieux du 5 au 9 septembre 2005 dans le Gard, où l'influence des conditions initiales a été importante. C'est ce que souligne un rapport du MEDD du 19 septembre 2005: «L'ensemble des bassins des cours d'eau concernés par ces précipitations a réagi de manières diverses dans le temps. D'abordfaibles, en raison notamment du faible niveau des cours d'eau et de la norrsaturation des sols, les réactions des cours d'eau touchés par la seconde vague de précipitations (à partir de mercredi) ont été ensuite plus marquées du fait de la saturation des sols et de l'incapacité de ces derniers à absorber les précipitations ». Ainsi, l'état de saturation des sols et la capacité

œ

ces derniers à absorber les précipitations ont déterminé la fraction des précipitations qui a ruisselé et donc contribué à la hausse du niveau des cours d'eau et à leurs débordements éventuels.

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Caractérisationgéoph~si9uedu stock.h~dri9uedes formations superficielles en zone méditerranéenne:

applications à la prédétermination des crues

B.l2 Exemple dans le processus de ruissellement par excès de saturation.

Lors d'événements exceptionnels, la formation des écoulements rapides, représentant le volume d'écoulement résultant d'un événement pluvieux dans le lit principal, est constituée par le ruissellement correspondant à une circulation de l'eauqui se produit sur les versants en dehors du réseau hydrographique, que cette circulation soit connectée, ou non, à un drain permanent (Dictionnaire Français d'Hydrologie en ligne, (COSANDEY, 2000)).

Le fonctionnement hydrologique des bassins versants reste encore mal connu, même si les études de terrains menées depuis une trentaine d'années ont permis des réponses partielles à deux des questions fondamentales posées par les hydrologues (AMBROISE, 1998):

«Que devient l'eau des pluies? » (PENMAN, 1963)

«D'où provient l'eau des ruisseaux?» (HEWLETT, 1961)

Dans le cadre de notre étude, nous limiterons celle-ci au processus de ruissellement par excès de saturation contrôlée par le taux de saturation initiale du sol.

Le ruissellement par saturation du sol (Saturation Excess Surface Runoft) a été proposé par CAPPUS (1960), il est certainement le précurseur des concepts de ruissellement par saturation ("Saturation Overland Flow") et des surfaces contributives variables ("Variable Source Area), toutefois, sa contribution a eu peu d'échos auprès de la communauté des hydrologues. Ces deux concepts ont été reconnus plus tard, suite aux travaux de HEWLETT et HIBBERT, (1967).

Ce processus se produit dans le cas de zones humides où le sol est déjà saturé jusqu'à la surface La pluie tombant sur des surfaces saturées «par le bas» ne peut que ruisseler ou libérer par

«effet piston» un volume équivalent d'eau déjà présent (AMBROISE, 1998).

Ainsi, les fonds de vallées se saturent au fur et à mesure que le niveau de la nappe atteint la surface du sol. Par conséquent, la pluie arrivant sur les surfaces ne peut plus s'infiltrer et ruisselle à la surface du sol (GRESILLON, 1998). HEWLETT et HIBBERT (1967) suggèrent que seules, ces surfaces saturées contribuent à l'écoulement rapide de crues Ce qui montre l'importance de pouvoir estimer et de caractériser l'état hydrique du sol dans le but de prévoir ces phénomènes de crues subites. La connaissance de l 'humidité initiale du sol est donc un paramètre contrôlant la réponse pluie débit.

B.l3 Dans les modèles hydrologiques.

En général, les modèles hydrologiques tiennent compte des conditions initiales de l'humidité du sol. La question est de savoir comment l'humidité est intégrée dans les modèles.

TOPMODEL, représente de manière simplifiée les processus dominan~ dans la genèse des écoulements sur les bassins versants (BEVEN et KIRKBY 1995). 11 est basé sur le concept de

«zones contributives variables ». Les écoulements sont générés au niveau de zones de résurgence des nappes de versants. Ces secteurs contributifs s'étendent ou se réduisent en fonction de l'intensité des événements pluvieux et de la saturation du bassin versant.

Les conditions initiales d'humidité du sol dans TOPMODEL, sont fixées pendant une période de récession de sorte que la zone non saturée peut être considérée comme vide. Ce modèle utilise le débit observé durant cette période, qui est uniquement constitué duflux d'exfiltration de la nappe.

La valeur du déficit initial est inversée à partir du débit observé (FRANCHINI, 1996). En réalité, on intègre un indice de débit antérieur pour estimer l'état d'humidité du sol.

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Caractérisation géoph.'jsi9ue du stock h.'jdri9ue des formations superficielles en zone méditerranéenne:

app\îcations à la prédétermination des crues

----:--:--.,----:--:---,---.-:'-::'-:-::-::-=-=---:c-- - - - -

Le modèle hydrologique ANSWERS (Areal Nonpoint Source Watershed Environmental Response Simulation) a été développé par BEASLEY, HUGGINS et MONKE (1980). C'est un modèle distribué et événementiel conçu pour simuler les processus d'écoulement, d'érosion et de transport des sédiments dans un bassin versant agricole

Dans le modèle ANSWERS, il est nécessaire de fournir une condition initiale pour la teneur en eau du sol. Cette teneur initiale est représentée par le paramètre dont la valeur dépend des conditions pluviométriques antérieures. 11 a été assimilé à l'indice des pluies antérieures (lK) (Chevalier, 1983). Les précipitations sont donc utilisées comme indicateur de la saturation initiale du bassin versant.

Une version plus évoluée de TOPMODEL, a été couplée avec un modèle SWAt et développée à l'USDA - Agricultural Research Service (ARNOLDet al., 1993 ; ARNOLD et al., 1998), pour des bassins versants de quelques centaines dekm²à plusieurs centaines de milliers dekm~

Dans cette version, le schéma de spatialisation permet de retrouver un état hydrique local, connaissant l'état hydrique moyen du bassin versant, les indices topographiques (BEVEN et KIRKY, 1979) ainsi que les profondeurs locales de sol. A chaque instant, une valeur du contenu en eau du sol à l'échelle du bassin est associée à unecarte spatialisée des humidités.

La comparaison des données terrain et des résultats du modèle traduit que les observations actuelles du déficit hydrique ne sont pas représentatives de la réalité. Elles couvrent une très petite zone, or les simulations sont par nature représentatives de l'échelle de la maille. 11 n'est donc pas réaliste de comparer des mesures terrain bruitées par les micro-hétérogénéités avec des simulations prenant en compte des caractéristiques de plus large;; échelles. L'échelle de mesures est donc trop ponctuelle et ne correspond pas aux données nécessaires pour optimiser la modélisation (PELLENQ et KERR, 2006).

Comme le souligne WEISS, (2003) les nouveaux développements des modèles améliorent la méthode initiale qui n'assimilait que les indices antérieurs, et vont vers la mise à jour de la prévision par assimilation des données d'humidité de terrain, qui semble être très prometteuse pour la prévision de crues. Ceci est confirmé par ZEHE, (2005), avec une certaine réserve qui explique que l'utilisation de valeur moyenne des mesures actuelles pour les conditions initiales d'humidité crée des incertitudes importantes dans la simulation du ruissellement. D'un autre côté CASPER, 2007, a montré que sur de petits bassins versants, l'utilisation d'assimilation de données sur des secteurs représentatifs de différents processus hydrologiques permet une amélioration des résultats des modèles. Mais il souligne de manière significative que l'assimilation devra se faire sur des mailles de mesures pus importantes pour envisager des applications sur de grands bassins versants.

Actuellement, les conditions initiales de l'humidité du sol, sont liées à des mesures indirectes (précipitations débits). Elles n'intègrent pas des valeurs réellement mesurœs. Le développement de mesures sur les mailles plus importantes permettrait d'assimiler ces mesures dans les modèles hydrologiques.

B.l4 Les paramètres descriptifs du réservoir sol

4SWAT: (Soil and Water Assessement Tool) Il appartient à des modèles agro-hydrologiques. Il est orienté vers l'étude des pollutions diffuses d'origine agricole et modélise finement les processus liés au sol et à la végétation. II estime les flux d'eau, de nutriments, de produits phytosanitaires et de sédiments dans différents compartiments hydrologiques: en surface du sol, dans la zone racinaire, dans la nappe souterraine ou dans les cours d'eau.

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Caractérisation géoph'ysi9ue du stock. h'ydri9ue des formations superficielles en zone méditerranéenne:

applications à la prédétermination des crues

Le terme «sol» se rapporte àla couche extérieure de la surface terrestre qui s'est fragmentée par altération au cours des âges. Le sol s'est formé initialement par désintégration et décomposition des roches dans des processus physiques et chimiques et est influencé par l'activité et l'accumulation des résidus de nombreuses espèce; biologiques. Le sol pouvant être étudié et décrit selon des points de vue différents. L'objectif va être de définir le sol comme un réservoir hydrique et de comprendre quelles sont les caractéristiques qui contrôlent son taux de saturation et qui permettent de quantifier le déficit hydrique de ce réservoir.

a) Rappel sur l'estimation de l'humidité du sol

Le sol est un complexe dynamique à trois phases, qui s'interpénètrent et s'influencent réciproquement, les phases liquides, solides et gazeuses. Les caractéristiques relatives de ces trois phases, s'expriment par le volume total relatif qu'elles occupent soit par le rapport de leur volume par le volume total apparent du soL soit par la teneur en eau ou la teneur en air. La description de la phase liquide repose sur la notion de teneur en eau volumique ou humidité du sol:

o = Ow= VwNt

^{[m3/m3)li.100%}

V", volume de l'eau du sol et~Volume total du sol

La teneur en eau volumique d'un sol varie entre une valeur minimale, la teneur en eau résiduelle

e

r et une valeur maximale, la teneur en eau à saturation

es.

Celle-ci est numériquement égale à la porosité, l'ensemble des pores étant alors occupé par la solution du sol. Toutefois, dans les conditions naturelles, un sol ne parvient jamais à saturation totale car il reste toujours des poches d'air occluses où l'air reste piégé.

Les teneurs en eau à saturation moyenne de divers sols sont de l'ordre de(MUSY, 1991) : Sol sableux: 35%<es<50%

Sol silteux : 40% <es<60%

Sol argileux: 30%<es<65%

En matière d'humidité du sol, on parle aussi souvent de taux de saturation (S) :

Sw= VwN

^{v [m3/m3})li!! • 100%

V",volume de l'eau du sol etVvVolume parai

Il existe une relation entre la saturation et la teneur en eau que l'on relie à la porositéf du sol:

f=

V yN_t [m³/m³)li!! • 100%

D'ou

Sw= VwN

y

* VtN

y

= O/f

[%/%)li!!.100%

L'importance relative de la phase liquide dans un sol peut aussi s'exprimer entermes de masse:

w= Mw /

Ms

[kg/kg]

=.

^100%

Mw Masse de la phase liquide et

Ms

masse de la phase solide

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JO

Caractérisationgéoph~si9uedu stockh~dri9uedes formations superficielles en zone méditerranéenne:

applications à la prédétermination des crues

b) L'humidité des sols et les paramètres de la phase solide.

Les paramètres de composition et d'organisation de la phase solide du sol, déterminent à l'échelle globale les caractéristiques intrinsèques, et se trouvent à l'origine des diverses propriétés du sol liées à son humidité:

• Une des caractéristiques des sols est la taille des éléments minéraux le composant La texture d'un sol correspond à la répartition des minéraux par catégories de grosseurs indépendamment de la nature et de la composition de ces minéraux.

• La structure d'un sol désigne le mode d'assemblage, à un moment donné, des constituants d'un sol. La structure, contrairement à la texture qui ne change pas, est un état qui évolue dans le temps.

• la porosité ou espaces lacunaires, désigne l'analyse quantitative du vide dans le sol.

C'est elle qui détermine la capacité d'accumulation de l'eau et plus précisément de l'eau de saturation du sol.

L'organisation du sol détermine de nombreuses propriétés qui influent directement~rla capacité du sol à retenir l'eau.

c) L'état de l'eau inten'enant dans les processus de ruissellement dans le sol.

L'eau dans le sol existe sous trois formes:

• L'eau adsorbée difficile à extraire est liée aux éléments du sol.

• L'eau de rétention capillaire, qui correspond à la réserve hydrique utilisable par les plantes, cette eau constitue des films dans les microporosités.

• L'eau gravitaire, dont les forces sont trop faibles pour s'opposer à l'action de la pesanteur, cette eau remplit les macroporosités.

L'eau libre ou gravitaire peut s'écouler gravitairement et réalimenter les nappes plus profondes ou les cours d'eau. La quantité maximale d'eau libre se situe généralement entre 150 et 300 mm suivant les sols. La réserve utile qui ne peut s'écouler gravitairement, peut du moins dans les horizons explorés par les racines être remobilisée par les plantes. La réserve utile représente entre 70 et 150 mm. Le reste de l'eau est lié trop fortement aux sols pour pouvoir en être extrait du moins naturellement (GAUME, 2006). Dans notre étude, c'est essentiellement l'eau libre et l'eau capillaire qui nous intéressent

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JI

Caractérisation géoph':Jsi'îue du stock h.':Jdri'îue des tormatÎons superficielles en zone méditerranéenne:

applications à la prédétermination des crues

B.IIDifférentes méthodes de mesures de l'humidité du sol. (Source INRA Montpellier)

B.IIJ Mesures directes

• a) Mesures gravimétriques

La méthode standard pour mesurer l'humidité du sol est la méthode thermogravimétrique, qui consiste à prélever de manière très minutieuse, un échantillon non remanié dans un cylindre dont le volume et le poids sont connus. Il faut ensuite maintenir dans une étuve à 105 oC pendant 48 heures, l'échantillon et déterminer le poids qu'il a perdu. Ceci donne la teneur volumique en eau du système.

Figure 1 : Scbéma métbode gravimétrique www.usobbi.com

masse sol humide -.1soil"'eÎllht

lOS' C 48h

masse sol sec

drysoil_Î1lht

C'est la méthode la plus précise de mesure de l'humidité du sol, elle est indispensable pour calibrer les autres méthodes de mesures.

(WALKER, 2004). Elle présente de nombreux inconvénients, longue à mettre en place, elle n'intègre pas de grandes surfaces et de plus elle est très destructrice pour le sol, surtout si l'on envisage de réaliser un profil d'humidité sur plusieurs centimètres de sol.

b) Mesures avec sondes TDR (Time Domain Reflectométry).

Ce sont des sondes qui fonctionnent en réflectométrie dans le domaine temporel ou sondes TDR (Time Domain Reflectometry). Elles mesurent l'humidité volumique 9 du sol en place. Utilisée à l'origine pour tester des câbles de circuits électriques, la méthode TDR s'est développée rapidement à partir des années 80. Elle est d'un emploi relativement simple et permet une mesure de l'humidité volumique avec une incertitude inférieure à± 2% (WHALLEY, 1993) et avec une très bonne résolution spatiale et temporelle. Le principe de la méthode repose sur la relation existant entre la constante diélectrique relative des sols et la teneur en eau volumique. La constante diélectrique relativeest donnée par la formule suivante:

D= (1/F)*[(Ql*Q2)/r]

F= force d'attraction entre deux charges électriques 0= Constante diélectrique en F/m

QI et Q2= 2 charges séparées par une distance r dans un milieu uniforme.

La constante diélectrique relative mesurée du sol est fonction de ses constituants. La permittivité de l'air est égale à 1, celle des particules minérales est comprise entre 3-5 et pour de l'eau elle avoisine 80. Celle de l'eau dominant largement, c'est la teneur relative en eau qui impose la

5Constante diélectrique relative ou constante de permittivité relative: Elle décrit la réponse d'un milieu donné à un champ électrique. Pour un matériau donné il est possible de définir la permittivité relative, c'est le rapport de sa permittivité par rapport à celle du vide.

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Caractérisation géoph':Jsi9ue du stock h,':Jdri9ue des çormations superficielles en zone méditerranéenne:

applications à la prédétermination des crues

permittivité globale, ou effective, du sol. Un étalonnage permet de relier celle-ci à la teneur en eau volumique du sol.

volume de mesure e"eetif

La technique consiste à envoyer une impulsion électromagnétique dans un guide d'ondes généralement formé de deux électrodes (parfois trois) métalliques de longueur connue 1 et à analyser le temps de transit t, soit à partir du signal de retour de l'impulsion, soit en mesurant le temps de transit pour différentes tensions (AUZET A.V., 1996).

La vitesse de propagation du signal permet de mesurer la constante diélectrique du sol qui est fonction de la teneur en eau du sol. Plusieurs paires de guides d'ondes peuvent être insérées dans le sol pour avoir une valeur à diverses profondeurs. Ils peuvent rester en place plusieurs mois. Les mesures peuvent être prises par multiplexage, à des pas de temps réguliers, et automatisées.

appareil de mesure

plaques d'alumînium

plaques d'aluminium

c) Humidimètres à neutrons.

Figure 2 : Schéma d'une sonde tube TDR

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Les humidimètres neutroniques (ou sondes à neutrons) mesurent l'humidité volumique du sol en utilisant la propriété qu'ont les neutrons rapides à être ralentis préférentiellement par les atomes d'hydrogène, qui dans le sol sont majoritairement inclus dans les molécules d'eau.

La mesure se fait au moyen d'un tube en alliage d'aluminium enfoncé verticalement dans le sol où il est laissé en permanence:

un bon contact entre la terre et le tube, est là encore une condition essentielle à la précision de la mesure. La source de neutrons rapides (Radium-Béryllium ou Américium-Béryllium) est amenée à la profondeur désirée, accompagnée du détecteur de neutrons lents (INRA- Montpellier). Si on place une source de neutrons rapides, ces derniers seront d'autant plus ralentis que le sol est humide.

1)

Caractérisationgéoph~si9ue^{du stock}h~dri9ue^des~onnations supe~iciellesen zone méditerranéenne:

applicationsà la prédétermination des crues

B.Il.2 Mesures indirectes

a) Tensiomètre

La tension d'eau dans le sol caractérise les forces de liaisoŒ terre-eau et indique le potentiel hydrique du sol ou la tension de succion. Elle se mesure à l'aide d'un tensiomètre.

Le tensiomètre se compose d'une bougie en céramique poreuse enfoncée dans le sol et reliée par un tube à un manomètre. Ces deux éléments sort remplis d'eau. La pression à l'intérieur du tube équilibre au bout d'un certain temps la tension d'eau du sol par l'intermédiaire de la bougie. Si l'humidité du sol vient à baisser, l'eau diffuse à travers la bougie poreuse vers le milieu environnant: il se produit une dépression à l'intérieur du système mise en évidence par le manomètre. De même, lorsque le sol s'humidifie, la tension baisse. Lorsqu'il est saturé, elle est nulle. Le contact doit être parfait entre le sol et la bougie. La gamme de mesure du tensiomètre est limitée entre

a

^et

800 mbar (80 KPa), au-delà de 1.0 bar les pores de la bougie se désaturent, permettant à l'air de s'introduire ce qui a pour effet d'équilibrer les pressions à valeur atmosphérique. C'est donc une mesure indirecte de l'humidité qui permet de suivre l'évolution du potentiel de succion du sol qui évolue dans le sens opposé à la teneur en eau, il est donc possible d'étalonner le tensiomètre pour obtenir la teneur en eau du sol.

Figure 4: Tensiomètre (source INRA Montpellier)

b) GPR (Ground Penetrating Radar)

Transmining Anlenna Receiving antem1Jl separatÎon la) llnlenna

~---

.

.---, airwo\'e

-1:-,~=~~~~~7-L-Ground

groundWIl\'C mrface

1

Refleçuon : deplh(cl) :

1

Le Ground Penetrating Radar(GPR) opère en émettant à distance des ondes électromagnétiques 6 (EM) dans le sol.

Celles-ci sont réfléchies partiellement par les différentes interfaces diélectriques rencontrées (stratigraphie, variations

l...-_ _- -...- - - . _ - - - Refleçling d 'humidité) et le radar mesure le signal Figure5:Fonctionnement du GPR réfléchi (figure 5). La propagation des L...----...;;.---Iondes EM dans le sol, définissant le signal GPR, est gouvernée par les propriétés EM de celui-ci (permittivité diélectrique, conductivité électrique, et perméabilité magnétique) et leurs distributions spatiales. La permittivité diélectrique, est fortement corrélée à l'humidité du sol, grâce aux propriétés diélectriques de l'eau. La conductivité électrique du sol, qui détermine l'atténuation des ondes EM, est quant à elle, corrélée également à la teneur en eau, mais aussi à la salinité et à la texture du sol. Le GPR constitue donc un outil de télédétection rapprocœ essentiel dans les domaines environnementaux et agronomiques car il a le potentiel de cartographier en temps réel les propriétés physiques du sol avec une haute résolution spatiale. LUNT (2005) a montré qu'en faisant des mesures à l'aide du GPR à différentes saisons, en s'appuyant sur la variation de temps et d'intensité du signa~ il est possible de calibrer la mesure GPR à partir des mesures d'humidité des sondes à neutrons. Ce qui permet d'obtenir une cartographie de l'humidité du sol dans la mesure où l'on a une idée de la structure du sol et des valeurs de porosité.

6 Onde électromagnétique: c'est un modèle mathématique utilisé pour représenter les rayonnements électromagnétiques issus de la erturbation des cham s électri ues et magnéti ues

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1+

Caractérisation géoph.':Jsique du stock h.':Jdrique des tormations superticielles en zone méditerranéenne:

applications à la prédétermination des crues

~---'---'---

c) Utilisation de la Télédétection

Le radar est un excellent outil pour obtenir des mesures quantitatives et des images qualitatives. Il émet des ondes très puissantes de grandes longueurs d'onde. Ensuite, l'analyse du signal réfléchi sur le sol permet de déterminer 1'humidité de la surface du sol.

En effet, la rétrodiffusion de certaines ondes radars dépend de la constante diélectrique du sol.

Les ondes radars sont très sensibles aux taux de saturation, à la topographie, à la rugosité de la surface, à la quantité et au type de couvert végétal. Si les quatre derniers paramètres pement demeurer inchangés, les images radars multi temporelles montrent le changement de la teneur en humidité du sol avec le temps pour les horizons de surface 2 à 5 centimètres (Centre Canadien de la Télédétection).

Les nouveaux systèmes embarqués comme ceux du programme SMOS (Soil Moisture and Ocean Salinity) intègrent des mailles de mesures très fines de la répartition de l'humidité grâce à une répétitivité élevée (de 1 à 3jours~Ils ont une précision de l'ordre de 4 à 6% (ROSNEY, 2006).

Le satellite SMOS a une résolution intermédiaire (de l'ordre de 43 km) et une précision suffisante (4% en volume). Il apparaît donc comme un outil adapté au suivi de l'humiditéà la surface du sol et vient combler un manque critique de mesures à cette échelle.

La télédétection permet de mesurer l'humidité du sol sur une grande superficie, contrairement aux mesures de sol qui donnent seulement des valeurs ponctuelles. Mais cette méthode implique aussi que les mesures ponctuelles sur le terrain soient représentatives de la maille utilisée pour calibrer ou valider les données altimétriques.

d) Utilisation de la résistivité électrique

La tomographie de résistivité électrique, en utilisant la propagation du courant dans le sol, permet l'acquisition de profils de résistivités électriques du sous-sol. La forte corrélation entre la résistivité électrique et l'humidité du sol, à donné des résultats intéressant dans le suivi de l'humidité (BRUNET, 2003), mais pour envisager une mesure de l'humidité il faut étalonner une relation humidité résistivité.

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15

Caractérisation géoph'ysi9ue du stock h'ydrÎ9ue des formations superficielles en zone méditerranéenne:

applications à la prédétermination des crues

C. F

résentation de la méthode choisie

C.I

Justification de la méthode

Par rapport aux méthodes classiques JYésentées précédemment, la méthode devra:

• intégrer une large surface de sol, rendre la mesure non destructive et renomelable,

• être représentative d'une échelle comparable à celle souvent utilisée en modélisation ou en altimétrie spatiale,

• permettre de s'abstraire des variations liées à l'hétérogénéité du sol, et aux mesures ponctuelles.

La mesure par tomographie de résistivité électrique intègre tous ces paramètres. L'objectif est de présenter un essai de mesure de l'humidité du sol, à partir de mesures de résistivités électriques sur des horizons superficiels.

Une bonne connaissance des quantités d'eau nécessite une lDnne mesure de la teneur en eau du sol. Les sols sont des milieux hétérogènes, particulièrement dans l'horizon superficiel, et la mesure de l 'humidité y est difficile. L'utilisation des capteurs classiques fournit une valeur locale dont on connaît mal la représentativité, et l'estimation exhaustive de la variabilité spatiale de la teneur en eau par ces procédés est presque irréalisable. Comme la résistivité électrique des sols est corrélée à leur teneur en eau, nous avons utilisé la technique du panneau éla::trique pour la mesurer en continu sur une section verticale de sol. Nous réalisons ainsi le suivi temporel et spatial du profil hydrique dans le sol avec les variations relatives de la résistivité qui traduisent celles de l'humidité.

C.ll

Principe de l'imagerie électrique de terrain.

C.III Historique de la prospection électrique

En 1746, WATSON⁷montra que le sous-sol pouvait transporter un courant artificiel suffisant, suivant la composition du terrain. Mais les premières bases de la prospection électrique furent posées par GRAY et WHEELER en 1780 et ils furent les premiers à mesurer la conductivité de certaines cordes et surtout de certaines roches.

Il faudra attendre le début du

xxe

siècle, pour un développement conséquent des méthodes de résistivités électriques, notamment avec le français Conrad SCHLUMBERGER⁸, qui en 1912 initia la première méthode pour trouver des minerais. Puis il développa cette méthode à partir de 1920 dans l'institut minier.

En 1920, WENNER proposa la méthode révolutionnaire les quadripôles qui permet d'affiner la qualité des mesures de la résistivité électrique du sol. Depuis cette époque, l'utilisation de la résistivité électrique n'a pas vraiment évoluée, il faudra attendre les années 90 et l'arrivée de moyens informatiques pour redonner un nouvel intérêt à la mesure de résistivité électrique, avec l'apparition de l'imagerie électrique ou tomographie électrique.

7Sir William WASTON (3 avril 1715àLondres- 10 mai 1787) est un physicien et un botaniste britannique et aussi un très bon ami de benjamin FRANKLIN.

8Conrad SCHLUMBERGER : www.annales.org/archives/x/schlum.html#bref

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applications à la prédétermination des crues

- - - -

CIl2 Rappel sur la résistivité électrique

La résistance R est la propriété d'un matériau à s'opposer au passage d'un courant âectrique, elle est exprimée en Ohm(n) :

R~

AVII

[VIA] ail

1 l'intensité est exprimée en Ampére (A)

!'lV la différence de potentiel en Volts (V).

Lors d'une mesure électrique, c'est la résistivité électrique que l'on mesure. Elle correspond à la capacité d'un matériau à conduire un courant électrique, c'est-à-dire la résistance du matériau par unité de mesure. La résistivité électrique est donnée par p et son unité est l'Ohm.m. L'inverse de la résistivité électrique p est la conductivité électrique⁹0"et s'exprime en Siemens par mètre^(SIm).

p= 11

0' [11 (S.m-^l)]aWm CIl3 Aspect théorique de la mesure

Un courant 1 est injecté dans le sous-sol à l'aide de deux électrodes par contact direct. En circulant dans le sous-sol, le courant est influencé par les terrains en présence. Il se prod.1it alors une variation de potentiel, qui peut être mesurée par une autre paire d'électrodes (figure 7). Cette mesure est ensuite transcrite en résistivité apparente en multipliant le rapport de la différence de potentiel sur le courant par un coefficient géométrique dépendant des distances séparant les électrodes. Si le sous-sol est homogène, la résistivité mesurée est alors«la résistivité vraie».

En se basant sur les ouvrages de Telford, 1990 et Reynolds, 1997 voici les grandes théories sur lesquelles la mesure de résistivité électrique se base:

La méthode électrique a pour but de déterminer la conductivité électrique du sous-sol. D'après la loi d'Ohm la conductivité électrique 0" correspond à la constante de proportionnalité entre le champ électrique E^IOet la densité de courant¹¹J :

J

=

O'*E

[A.VI.m-I

*

V. m-I] ==A.m-^l

Considérons une électrode d'injection qui délivre un courant d'intensité 1 à la surface d'un terrain homogène et isotrope. La seconde électrode est supposée placée à l'infini. On cherche ce qui se passe en tout point M dans le sol. Le courant est délivré par l'électrode d'injection au travers une demi-sphère de rayon r (figure 6) ; le courant électrique est relié à la densité de courant par l'intermédiaire de la surface de la demi-sphère on peut écrire:

r-1^{1 )-}

J

Figure 6 : équipotentiels et lignes de courants

9Conductivité électrique:C'est l'aptitude d'un matériau à laisser les charges électriques se déplacer librement, autrement dit, à permettre le passage du courant électrique. On l'exprime e n S.m-^l.

10Un champs électriqueest un champs de force crée par l'attraction et la répulsion de charges électriques et se mesure en V/m.

11 La densité de courant électrique est définie comme le courant électrigue par unité de surface

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17

Caractérisation géoph.':jsi9ue du stock h.':jdri9ue des fonnations superficielles en zone méditerranéenne:

applicationsàla prédétermination des crues

Sachant que le champ électrique dérive du potentiel électriqu~ on peut écrire:

En combinant les équations précédentes, on obtient une relation indépendante du champ électrique et de la densité de courant:

dV/dr = ^{-1/2 cr} nr

La conductivité étant l'inverse de la résistivité, on a:

dV/dr

= -

Ip/2 nr

R1 R2

Figure 7 : dispositif deux électrodes

En intégrant cette équation, on obtient:

v

⁼

^{Ip/2 nr +C}

^{[A.S.m-llml==V}

C sera considéré nul si r = infini, v =0 On peut donc calculer le potentiel

A(+) M ^B(-)

En réalité dans les mesures électriques, on utilise deux électrodes d'injection de signes opposés et le potentiel résultant en M est donné par la formule suivante:

Vl +V2 = ⁽¹ p/2 n)*(lIrl-lIr2)

Généralement, on introduit une deuxième électrode de potentiel. L'injection de courant en A pour le récupérer en B induit des résistances de contact qui renœnt difficiles l'estimation de la résistance aux bornes AB. 11 faut donc faire appel à une autre électrode qui mesurera une différence de potentiel sans envoyer du courant dans le sol en MN, on écrit que:

AV = ^{(lp/2 n)} * [(lIMA - l/MB)-(l/NA - l/NB)]

Cette équation est la base de la mesure de résistivité électrique dans un système quadripolaire.

Dans cette équation, seuls les paramètres!1V et 1 varient. Le reste de l'équation est fréquemment appelé K facteur géométrique d'où:

p= AV * K /1 avec k

=

2n/ [(lIMA - l/MB)-(l/NA - l/NB)]

Dans un terrain isotrope et homogène la résistivité mesurée par le quadripôle, est la résistivité vraie, mais dans la majorité des terrains qui ne sont pas isotrope ni hom~ène, on mesure une résistivité apparente. Il convient donc de créer des modèles de résistivité, permettant de retrouver les vraies valeurs, c'est ce qu'on appelle l'inversion.

Figure 8 : Exemple de dispositif quadripolaire

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applicationsàla prédétermination des crues

- - - : : - - : - - - -

C.Il4 Les dispositifs des mesures utilisées.

Dans notre cas, nous avons choisi pour leurs sensibilités, les modèles Wenner et Dipôl~Dipôle.

Nous allons présenter ces deux dispositifs quadripôles:

(1) Le système WENNER-SCHLUMBERGER :

Il est constitué avec deux électrodes A et B placées aux deux extrémités du dispositif et de dwx électrodes réceptrices M et N placées au centre du système. L'espacement entre les électrodes MN est constant comme sur la figure suivante:

La valeur de la résistivité apparente est fonction de l'intensité mesurée entre A et B et du voltage mesuré entre M et N dans le cas d'un système WENNER :

P

app

= no (0+1) a !:1VfI

La profondeur d'investigation, si on se base sur les travaux de BARKER en 1989 est de 0,17 fois la longueur entre A et B, cette valeur moyenne peut varier en fonction du type de sol.

(2) Le système Dipôle-Dipôle

Il se constitue de deux électrodes d'injection A et B situées à une extrémité du dispositif et de deux électrodes de mesures de courant situées à l'autre extrémité.

Figure 10 : Montage Dipôle-Dipôle

P

app

= (0 (0+1) (0+2» 2n a !:1VfI

La profondeur d'investigation est un peu plus importante, et égal à 0,25 la longueur du profil (BARKER, 1989).

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applications à la prédétermination des crues

CII.5 Les propriétés physiques des matériaux influençant la résistivité électrique.

Les paramètres physiques, comme la concentration des minéraux dissous dans l'eau, la porosité, le contenu en eau, la nature du matériau et en particulier sa teneur en argile, influencent la résistivité électrique dans les sols de nature sédimentaire.

(1) La conductivité de ['eau des pores

Un des chemins le plus important, du courant électrique à travers le sol suit celui de l'eau contenue dans les pores. Ainsi, plus la conductivité de l'eau des pores est forte, plus la conductivité du système est forte. La conductivité du fluide dépend du type de fluide, des sels présents, de la concentration et de la température (BESSON, 2003).

Des expériences sur des sables propres saturés, suggèrent que la conductivité de la matrice eau- sol est directement proportionnelleàla conductivité de l'eau de; pores (ARCHIE; 1942, 1947).

(2) La porosité

Pour un échantillon saturé par un fluide, quand la porosité décroît, la résistivité croit (ARCHIE, 1942). Si la conductivité électrique dans les sables propres et les graviers a lieu principalement dans le liquide contenu dans les pores (JACKSON, 1975), dans les sols argileux, elle se produit dans les pores et sur la surface des particules d'argile chargées électriquement (R-IOADES et Al.,

1976).

(3) Le contenu en eau

La résistivité électrique dépend aussi du contmu en eau et peut être exprimée en terme de taux de saturation en eau Se. La résistivité électrique est inversement proportionnelle au contenu en eau d'un matériau. La loi d'Archie est applicable quand le degré de saturation est au dessus d'une valeur critique qui correspond à la quantité minimale d'eau requise pour maintenir un film d'eau continu autour des particules (PARKHOMENKO, 1967).

(4) La température

La conductivité électrique peut être classée en deux types (rnNIELS et ALBERTY, 1961) :

• Type métallique ou électronique qui résulte de la mobilité des électrons à travers le réseau cristallin et, est applicable dans le cas des solides conducteurs. Quand la température augmente, les conducteurs métalliques deviennent plus faiblement conducteurs, à cause de la difficulté des électrons à traverser les réseaux cristallins dont les éléments sont en mouvements thermiques plus rapides.

• Type électrolytique ou ioniquequi résulte de la mobilité des ions et, est applicable dans le cas de fluides purs et de solutions. Quand la température augmente, la mobilité ionique augmente, puisque la viscosité de la solution diminue. Cet effet concerne la majorité des milieux poreux, tant que la matrice solide est très pauvre en «conducteur métallique ».

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Caractérisationgéoph~si9ue^{du stock}h~dri9uedes tormations superticielles en zone méditerranéenne:

applicationsàla prédétermination des crues

- - - -

1a 15

l'C 1lICl

O.j--_~_ _. , . . . . - _ - . -_ _- . - -_ _

o

BESSON (2004) souligne l'importance de la température en fonction de la solution du sol, et confirme que la température joue un rôle important dans le contrôle de la résistivité électrique (figure 9).

KELLER et FRISCHKNECT, (1966) rapportent que la résistivité électrique d'un solà la températureT(C^I) peut être reliée à une résistivité standard à 25° Cl par la fonction suivante:

PT

=

p25 / (1 +

a

(T-25»

a est un paramètre empirique qui est égal à 0.025°Cl

Figure 11 : Evolution des résistances en fonction de la température pour différentes concentrations en KN0

3

(5) La loi empirique d'Archie

La conductivité électrique d'un matériau poreux varie en fonction du volumt; de l'arrangement des pores, de la conductivité électrique de l'eau et du volume occupé par l'eau des pores. La loi d'Archie empirique correspond à l'expérience d'Archie sur des sables (1942) qui met en relation la résistivité électrique d'un matériau avec sa porosité <1>, la résistivité électrique de l'eau interstitielle contenue dans les pores et le taux de saturation, pour un matériau dépourvu d'argile, comme un sable propre (TELFORD and Al., 1990; HUNTLEY, 1986) :

p= pe a <Il-

^m

Se-n

a, m et n sont des constantes déterminées empiriquement. Le paramètre m, appeë exposant de cimentation, peut prendre des valeurs entre 1,3 et 2,5. Plus le degré de cimentation d'une roche est élevé plus la valeur de cet exposant est grande. La constante a varie entre 0,5 et 2,5. Elle est liée essentiellement à la facilité que l'eau a à circuler dans un échantillon. Plus la circulation est facile plus l'indice est faible, il est directement lié à la tortuosité

Le facteur de cimentation m est un indice de la réduction du nombre et de la taille des pores, (SALEM, 1999). KELLER (1982) a montré que, m est affecté par la lithologie, la porosité, le degré de compaction et l'âge de dépôt.

Nous avons choisi de retenir cette équation pour notre étude pour paramétrer en laboratoire les sols étudiés

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Caractérisationgéoph~si9uedu stock.h~dri9uedes~ormationssupe~iciellesen zone méditerranéenne:

applicationsà la prédétermination des crues

CJJ6 Les techniques tomographies 2D ou 3D

a) Principe de la tomographie 2D ou 3D

La tomographie (ou imagerie) de résistivité électrique est une technique géophysique apparueàla fin des années 1980, dérivant des méthodes classiques du sondage et de la traîné électrique^l2, permettant une imagerie continue 2D ou 3D des variations de résistivité électrique du sous-sol (DAH LIN, 2001). Grâce au développement récent d'outils performants, d'acquisition automatisée (DAHLIN, 1993) et d'inversion mathématique (LOKE et BARKER, 1996a et 1996b). La tomographie de résistivité électrique permet d'obtenir un modèle du sous-sol où la répartition de la résistivité varie verticalement et horizontalement le long du profil. On obtient donc de manière non destructive une image en résistivité électrique du sous-sol.

b) Dispositif technique utilisé

Figure 12 : Electrode et ordinateur d'acquisition en tomographie 2D

Electrode string #1

(24 take out) ••

•

LI ..

Electrode string #2

(24 take out)

Figure 13 : branchement du résistivimètre, des câbles multiconducteurs et des électrodes

Le laboratoire HydroSciences Montpellier, dispose d'un résistivimètre multiplexé Syscal junior V.9, produit par Iris Instrument. Il est constitué d'une boite de communication reliée à deux câbles multiconducteurs, permettant d'installer sur un profil 48 électrodes, en acier inoxydable, assurant un contact galvanique avec le sol. C'est l'espacement entre les électrodes qui détermine la longueur d'acquisition ainsi que la profondeur. Les 48 électrodes sont installées de façon régulière sur le profil. Lorsqu'on lance l'acquisition, le programme sélectionne automatiquement les électrodes utilisées pour l'injection du courant continu et la mesure du potentiel. Dans la pratique, le courant employé est rarement un véritable courant crntinu. Pour pallier les phénomènes de polarisation spontanée13et pour améliorer le rapport signal sur bruit, un courant alternatif en créneaux ou sinusoïdal basse fréquence est utilisé (de quelques fractions d'hertz à quelques hertz). La mesure est ensuite stockée dans la mémoire du résistivimètre.

12Trainé :si l'on se fixe un espacement des électrodes constant et que l'on déplace l'appareil et les électrodes selon une maille de points, on réalisera un "traîné électrique" qui permet de caractériser une zone pour une profondeurà peu prés constante.

IJPolarisation spontanée:phénomène naturel que l'on observe quand les différents constituants d'un amas de minerais (exemples: pyrite, graphite, sont soumisàdes réactions chimi ues roduisant un effet de ile.

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Caractérisation géoph::JsiCjue du stock h::JdriCjue des Çormationssupe~jciellesen zone méditerranéenne:

applicationsà la prédétermination des crues

c) Principe général de l'acquisition des données.

Eloe1_

11 18 19 1

B 1

N

1 B

5 6 1 8 9 10 11 12 13 14 15 lB

1

N maun:30 1

".

.-_...

-_.-

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~.--o--o ^{0 0 0} o· ...a...^{o 0 0 0 (1}

17 - • : ••-.,-•• _', •

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3 0 - - ' ..

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^{. .}

l '_

0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0

u1

Figure 14: représentation d'un panneau électrique en 2 our les mesures en surface.

1

A 1 A

1 2 3 4

1 1 l ,

A U N B

~'I- 0

i

^{n - 2 - 1}

~ n ' 3 -

i

^,,-4-

~ n . 5 -

Les mesures de ce type de système sont habituellement représentées sous forme de panneaux 2D et représentatives de la résistivité sous les dispositifs de mesures. 11 mesure 4 électrodes par 4 électrodes, il réalise une série de quadripôles de longueurs différentes afin de mesurer à des profondeurs variées. Les points de mesures sont reportés à l'aplomb du centre du dispositif et à une ordonnée proportionnelle à la distance séparant les électrodes (AM/2 ou AB/2 par exemple) définissant les niveaux d'acquisition. Les valeurs sont ensuite interpolœs pour tracer les lignes d'iso-résistivités. Figure Il (MARESCOT,2004).

En réalité un panneau électrique , . . . . - - - ,

donne une image très

approximative de la répartition des résistivités dans une structure.

Cette image est distordue car elle dépend de la répartition des résistivités dans l'objet mais aussi du dispositif utilisé. Un panneau électrique est donc uniquement une manière commode de représenter les résistivités apparentes, en effet, les formes engendrées par un objet diffèrent fortement en fonction du dispositif employé.

d) Justification des dispositifs employés.

...---.

La Figure 15 (Roy& Apparao, 1971) représente les valeurs de la fonction de sensibilité pour différents dispositifs (Wenner, Wenner-Schlumberger et Dipôle-Dipôle), pour un terrain homogène. Cette fonction, nous permet de savoir à quel point, les variations de la résistivité dans une région influenceront la mesure de la différence de potentiel.

En effet, plus la valeur de cette fonction sera élevée plus elle influencera la mesure du potentiel. On constate immédiatement que les valeurs de cette fonction sont différentes selon les dispositifs.

1000

""

10 5 1 02

o

42.,

-1

.,.,

·100 .l(Xl;l

Dlspœilif Wenner·Schlumberger

A M N B

.,. .,. .,. .,.

DispositifDip6le-DI pôle

B A M N

00

Dispositif Wenner

A I.l N B

.,.

.,.

.,. .,.

!l0

.,.• :.-... ----1

5:4.'

i

^{.U Volouro do}

f

ronction do

.,~I---.&.---I sensb;ué

~,.) .n 't&

Figure 15 : sensibilité des dispositifs (Roy & Apparao, 1971)

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2)