Caractérisation hydrogéophysique d'un dépôt fluvioglaciaire ...

N° d’ordre 2008-ISAL-0018 

Année 2008 

Thèse 

Caractérisation hydrogéophysique d’un dépôt 

fluvioglaciaire. Evaluation de l’effet de 

l’hétérogénéité hydrodynamique sur les 

Jury composé de : 

écoulements en zone non-saturée. 

présentée devant 

L’Institut National des Sciences Appliquées de Lyon 

pour obtenir 

le grade de docteur 

École doctorale de chimie de Lyon. 

Chimie, Procédés, Environnement 

Spécialité Sciences de l’Environnement Industriel et Urbain 

par 

David Goutaland 

Soutenue le 11 avril 2008 devant la Commission d’examen 

Jean-François Buoncristiani Maître de conférence Examinateur 

Bernard Chocat Professeur Président du jury 

Jean-Sébastien Dubé Professeur Directeur de thèse 

Didier Graillot Directeur de recherche Rapporteur 

Denis Jongmans Professeur Rapporteur 

Thierry Winiarski Chargé de recherche Directeur de thèse 

Cette thèse a été effectuée au Laboratoire des Sciences de l’Environnement de l’ENTPE de Vaulx-en-Velin

INSA Direction de la Recherche - Écoles Doctorales 2007 

SIGLE ECOLE DOCTORALE NOM ET COORDONNEES DU RESPONSABLE 

CHIMIE 

E.E.A. 

E2M2 

EDIIS 

EDISS 

Math IF 

MEGA 

SSED 

CHIMIE DE LYON 

http://sakura.cpe.fr/ED206 

M. Jean Marc LANCELIN 

Insa : R. GOURDON 

ELECTRONIQUE, 

ELECTROTECHNIQUE, AUTOMATIQUE 

http://www.insa-lyon.fr/eea 

M. Alain NICOLAS 

Insa : D. BARBIER 

ede2a@insa-lyon.fr 

Secrétariat : M. LABOUNE 

AM. 64.43 – Fax : 64.54 

EVOLUTION, ECOSYSTEME, 

MICROBIOLOGIE, MODELISATION 

http://biomserv.univ-lyon1.fr/E2M2 

M. Jean-Pierre FLANDROIS 

Insa : S. GRENIER 

INFORMATIQUE ET INFORMATION 

POUR LA SOCIETE 

http://ediis.univ-lyon1.fr 

M. Alain MILLE 

Secrétariat : I. BUISSON 

INTERDISCIPLINAIRE SCIENCES- 

SANTE 

M. Didier REVEL 

Insa : M. LAGARDE 

MATERIAUX DE LYON 

M. Jean Marc PELLETIER 

Secrétariat : C. BERNAVON 83.85 

MATHEMATIQUES ET INFORMATIQUE 

FONDAMENTALE 

M. Pascal KOIRAN 

Insa : G. BAYADA 

MECANIQUE, ENERGETIQUE, GENIE 

CIVIL, ACOUSTIQUE 

M. Jean Louis GUYADER 

Secrétariat : M. LABOUNE 

PM : 71.70 –Fax : 87.12 

SCIENCES DES SOCIETES, DE 

L’ENVIRONNEMENT ET DU DROIT 

Mme Claude-Isabelle BRELOT 

Insa : J.Y. TOUSSAINT 

M. Jean Marc LANCELIN 

Université Claude Bernard Lyon 1 

Bât CPE 

43 bd du 11 novembre 1918 

69622 VILLEURBANNE Cedex 

Tél : 04.72.43 13 95 

lancelin@hikari.cpe.fr 

M. Alain NICOLAS 

Ecole Centrale de Lyon 

Bâtiment H9 

36 avenue Guy de Collongue 

69134 ECULLY 

Tél : 04.72.18 60 97 Fax : 04 78 43 37 17 

eea@ec-lyon.fr 

Secrétariat : M.C. HAVGOUDOUKIAN 

M. Jean-Pierre FLANDROIS 

CNRS UMR 5558 


Bât G. Mendel 


69622 VILLEURBANNE Cédex 

Tél : 04.26 23 59 50/ 06 07 53 89 13, Fax 04 26 23 59 49 

e2m2@biomserv.univ-lyon1.fr 

M. Alain MILLE 


LIRIS - EDIIS 

Bâtiment Nautibus 



Tél : 04.72. 44 82 94 Fax 04 72 44 80 53 

ediis@liris.cnrs.fr - alain.mille@liris.cnrs.fr 

M. Didier REVEL 

Hôpital Cardiologique de Lyon 

Bâtiment Central28 Avenue Doyen Lépine 

69500 BRON 

Tél : 04.72.35 72 32 

Didier.revel@creatis.uni-lyon1.fr 

M. Jean Marc PELLETIER 

INSA de Lyon 

MATEIS 

Bâtiment Blaise Pascal 

7 avenue Jean Capelle 

69621 VILLEURBANNE Cédex 

Tél : 04.72.43 83 18 Fax 04 72 43 85 28 

Jean-marc.Pelletier@insa-lyon.fr 

M.Pascal KOIRAN 

Ecole Normale Supérieure de Lyon 

46 allée d’Italie 

69364 LYON Cédex 07 

Tél : 04.72.72 84 81 Fax : 04 72 72 89 69 

Pascal.koiran@ens-lyon.fr 

Secrétariat : Fatine Latif - latif@math.univ-lyon1.fr 

M. Jean Louis GUYADER 

INSA de Lyon 

Laboratoire de Vibrations et Acoustique 

Bâtiment Antoine de Saint Exupéry 

25 bis avenue Jean Capelle 


Tél :04.72.18.71.70 Fax : 04 72 18 87 12 

mega@lva.insa-lyon.fr 

Mme Claude-Isabelle BRELOT 

Université Lyon 2 

86 rue Pasteur 

69365 LYON Cedex 07 

Tél : 04.78.69.72.76 Fax : 04.37.28.04.48 

Claude-isabelle.brelot@univ-lyon2.fr

Remerciements 

Je tiens en premier lieu à remercier pour leur encadrement mes directeurs de thèse, M. 

Thierry Winiarski et M. Jean-Sébastien Dubé. J’exprime ma sincère reconnaissance à M. Thierry 

Winiarski, à l’initiative de ce sujet de recherche, je le remercie pour la confiance qu’il m’a accordée, 

pour son encadrement enrichissant et de grande qualité scientifique, pour les échanges quotidiens 

qui m’ont guidé tout au long de la thèse, et bien sûr son enthousiasme et sa bonne humeur 

quotidienne. D’un peu plus loin, et lors de mes deux séjours au Québec, M. Jean-Sébastien Dubé m’a 

également beaucoup apporté à travers nos discussions, il a manifesté un intérêt constant à l’égard de 

ce sujet de recherche, et je le remercie pour ses remarques constructives et sa disponibilité. 

Je remercie également M. Yves Perrodin de m’avoir accueilli au sein du Laboratoire des 

Sciences de l’Environnement, et sans qui cette thèse n’aurait peut-être pas vu le jour. 

Mes remerciements vont à M. Didier Graillot, Directeur de Recherche à l’Ecole des Mines de 

Saint Etienne, et M. Denis Jongmans, Professeur à l’Université Joseph Fourier de Grenoble, pour avoir 

examiné ce travail de thèse et pour en être les rapporteurs, ainsi que M. Bernard Chocat, Professeur 

à l’INSA de Lyon, et M. Jean-François Buoncristiani, Maître de Conférences à l’Université de 

Bourgogne, pour m’avoir fait l’honneur de participer au jury. 

Cette thèse doit beaucoup à la collaboration avec le Laboratoire Régional d’Autun du CETE de 

Lyon pour l’acquisition et l’analyse des données géophysiques. Je remercie tout particulièrement M. 

Grégory Bièvre, actuellement en thèse au LGIT, pour son implication dans toutes les campagnes 

d’acquisition, et pour sa contribution à l’analyse des données. Je le remercie pour le temps qu’il a 

consacré à ce sujet et pour les discussions enrichissantes, et je lui souhaite beaucoup de réussite 

pour sa thèse. 

Je tiens à remercier M. Michel Chouteau et M. Bernard Giroux, professeur et chercheur à 

l’Ecole Polytechnique de Montréal, pour le temps qu’ils m’ont accordé lors de mes séjours québécois, 

pour leurs conseils et leur contribution concernant le traitement et l’analyse des données 

géophysiques. Je remercie également M. Denis Marcotte, professeur à l’Ecole Polytechnique de 

Montréal, pour l’initiation aux géostatistiques. 

Je remercie sincèrement M. Jean-François Buoncristiani de m’avoir accueilli à l’Université de 

Dijon, de m’avoir initié à la sédimentologie des formations fluvioglaciaires, pour son aide et ses 

conseils sur les interprétations sédimentologiques, et pour les explications instructives lors de nos 

missions à Chamonix et en Islande. 

Mes remerciements vont également à M. Rafael Angulo-Jaramillo, chargé de recherche CNRS 

au LTHE, et M. Laurent Lassabatère, ITPE chercheur au LCPC, qui ont participé activement aux 

campagnes d’essais d’infiltration, et qui m’ont conseillé sur l’analyse des essais d’infiltration Beerkan, 

et la modélisation des écoulements non-saturés, toujours dans la bonne humeur. 

Je tiens à remercier les étudiants de l’ENTPE qui ont grandement contribué aux résultats de 

cette thèse, merci donc à Arnaud Ganaye, Bertrand Perrin, Hélène Arambourou, Henri Cazalets et 

Julien Arpaia. 

Je remercie également le laboratoire des Géomatériaux de l’ENTPE, et notamment M. Ali 

Mesbah, pour m’avoir permis de réaliser les analyses granulométriques dans son laboratoire.

Je n’oublie pas l’aide précieuse de M. Marc Danjean sur le terrain et au laboratoire, je le 

remercie pour sa disponibilité de tous les instants (quelles que soient les conditions météo !) et son 

grand esprit pratique. Je remercie plus généralement toutes les personnes qui ont participé aux 

manipulations expérimentales sur le terrain. 

Je remercie toute l’équipe du Laboratoire des Sciences de l’Environnement, qui a contribué à 

rendre agréables ces années de thèse. Un merci particulier à mes deux co-bureaux pendant ces 

années, Clotilde et Manue, pour nos petites discussions quotidiennes et leur gentillesse, et 

également pour le soutien en fin de thèse. Je pense également à toutes les personnes avec qui j’ai 

travaillé ou que j’ai croisées pendant ces trois années et demies : Alain, Andrey, Anne-Laure (merci 

pour les week-ends à Champé !), Alicia (merci pour ton sourire de tous les jours, et les séances 

piscine du mercredi midi !), Bernard, Cécile, Claude, Emilie, les deux Hélène, Jean-Philippe, Houssem, 

Isabelle, Laurent, Laurence, le grand Marc (merci de m’avoir fait participer à tes manips !), Martine, 

les deux Muriel, Ruth (et son formidable sourire), Sylvie, Thérèse, Xavier au LSE, et puis Jean-Philippe 

(merci pour les discussions sur nos sujets de thèse, et pour les autres moins sérieuses des pauses de 

midi), Josiane, Fernando, Samir, et le personnel de la STEPPE lors de mes séjours montréalais. Merci 

également aux thésards croisés lors de manips sur le terrain, et qui m’ont aidé ponctuellement, je 

pense notamment à Sébastien Le Coustumer et Mickaël Denis. 

Je n’oublie pas pour finir mes amis, ainsi que mes parents et ma sœur, qui m’ont 

continuellement encouragé pendant ces trois ans, en m’apportant leur soutien et en me remontant 

le moral quand celui-ci commençait à baisser. Un grand merci. 

Ces travaux ont bénéficiés de l’aide financière des programmes de recherche « ACI 

Ecosphère Continentale : EMMAUS » et « ANR Écotechnologie et Développement Durable : 

ECCOPLUIE », ainsi que de l’aide technique de la fédération de recherche OTHU. Les deux séjours au 

Canada ont été réalisés dans le cadre de la 60 ème commission permanente de coopération Franco- 

Québecoise.

Tables des matières 

Liste des figures ..................................................................................................... 9 

Liste des tableaux ................................................................................................ 17 

Introduction ......................................................................................................... 19 

A. Contexte et objectifs ........................................................................................ 21 

I. L’infiltration des eaux pluviales en milieu urbain....................................................... 21 

II. Les échelles d’étude d’un dépôt sédimentaire correspondant à l’échelle de l’ouvrage 

urbain .................................................................................................................................... 22 

III. L’approche hydrogéophysique ................................................................................ 24 

IV. Objectifs et démarche générale .............................................................................. 26 

IV.1. Objectifs ................................................................................................................................. 26 

IV.2. Démarche générale et organisation de la thèse .................................................................... 27 

V. Description sommaire du site étudié ....................................................................... 29 

B. Caractérisation sédimentaire de dépôts fluvioglaciaires : relation entre genèse et 

hétérogénéité ................................................................................................................. 31 

I. Hétérogénéités sédimentaires des dépôts fluvioglaciaires ......................................... 31 

I.1. Les formations fluvioglaciaires : des dépôts de systèmes fluviatiles en tresse ........................ 31 

I.1.1. Caractéristiques générales d’un système fluviatile en tresse ........................................... 31 

I.1.2. Le cas des dépôts fluvioglaciaires ..................................................................................... 33 

I.2. Les formes de dépôts et les faciès sédimentaires associés aux plaines d’épandage 

fluvioglaciaire ............................................................................................................................................... 38 

I.3. Typologie des hétérogénéités sédimentaires de dépôts fluvioglaciaires quaternaires ........... 43 

I.3.1. Echelle du lithofaciès ........................................................................................................ 43 

I.3.2. Echelle de l’élément architectural .................................................................................... 51 

I.3.3. Echelle de l’environnement de dépôt ............................................................................... 52 

I.4. Synthèse et conclusion ............................................................................................................. 52 

II. Matériels et méthodes ............................................................................................ 54 

II.1. Description des sites étudiés ................................................................................................... 54 

II.1.1. Dépôts glaciaires et fluvioglaciaires de l’Est lyonnais ...................................................... 54 

II.1.2. Epandage fluvioglaciaire des Bossons .............................................................................. 56 

II.1.3. Epandage fluvioglaciaire du Breidamerkurjokull ............................................................. 57 

II.2. Méthode .................................................................................................................................. 59 

II.2.1. Caractérisation de l’architecture sédimentaire du dépôt fluvioglaciaire de l’Est lyonnais 

................................................................................................................................................................. 59 

II.2.2. Evaluation de l’analogie sédimentaire du dépôt de l’Est lyonnais et des dépôts 

fluvioglaciaires actuels ............................................................................................................................. 61 

II.3. Analyses sédimentologiques et granulométriques ................................................................. 63 

II.3.1. Caractérisation sédimentologique ................................................................................... 63 

II.3.2. Analyses granulométriques .............................................................................................. 63 

III. Résultats et discussions .......................................................................................... 65 

III.1. Caractérisation sédimentologique du dépôt fluvioglaciaire de l’Est lyonnais ........................ 65 

III.1.1. Caractéristiques sédimentaires des lithofaciès fluvioglaciaires de l’Est lyonnais ........... 65 

III.1.2. Description des parois d’excavation et interprétation des éléments architecturaux ..... 73 

III.2. Analyse de dépôts fluvioglaciaires analogues récents ........................................................... 77 

III.2.1. Evaluation de l’analogie entre lithofaciès quaternaires et récents ................................ 77 

III.2.2. Description de l’affleurement fluvioglaciaire du Breidamerkurjökull ............................. 80 

III.3. Conclusion .............................................................................................................................. 81 

5

C. Caractérisation tridimensionnelle de l’hétérogénéité texturale et structurale du 

dépôt fluvioglaciaire par méthodes géophysiques ........................................................... 82 

I. Hydrogéophysique et dépôts fluvioglaciaires ............................................................ 82 

I.1. Caractérisation d’unités hydrogéologiques ("hydrogeological mapping") .............................. 83 

I.2. Les méthodes géophysiques adaptées à une caractérisation hydrogéophysique des dépôts 

fluvioglaciaires .............................................................................................................................................. 84 

I.2.1. Radar géologique .............................................................................................................. 84 

I.2.2. Les autres méthodes géophysiques utilisables sur des dépôts sédimentaires ............... 101 

I.3. Conclusion et choix méthodologiques ................................................................................... 106 

II. Matériels et méthodes ........................................................................................... 108 

II.1. Méthode ................................................................................................................................ 108 

II.1.1. Calibrage des signaux géophysiques ............................................................................. 109 

II.1.2. Détermination de modèles stratigraphiques du dépôt fluvioglaciaire .......................... 109 

II.2. Grilles d’acquisition ............................................................................................................... 110 

II.2.1. Bassin d’infiltration ........................................................................................................ 110 

II.2.2. Zone A ............................................................................................................................ 110 

II.2.3. Zone B ............................................................................................................................ 111 

II.2.4. Zone C ............................................................................................................................ 111 

II.3. Investigation géophysique .................................................................................................... 112 

II.3.1. Radar géologique ........................................................................................................... 112 

II.3.2. Résistivité électrique ...................................................................................................... 114 

II.4. Interpolation tridimensionnelle par krigeage des interfaces entre faciès géophysiques ..... 115 

II.5. Modélisation des réflecteurs radar ....................................................................................... 116 

III. Résultats et discussion .......................................................................................... 117 

III.1. Calibrage des signaux géophysiques .................................................................................... 117 

III.1.1. Résultat préliminaire : évaluation de la vitesse de propagation des ondes EM ........... 117 

III.1.2. Confrontation directe des parois d’excavation avec les profils géophysiques 

correspondant ........................................................................................................................................ 120 

III.1.3. Conclusion ..................................................................................................................... 129 

III.1.4. Caractérisation tridimensionnelle des hétérogénéités sédimentaires ......................... 130 

III.1.5. Typologie de faciès géophysiques reliés aux caractéristiques sédimentaires du dépôt 

fluvioglaciaire ......................................................................................................................................... 134 

III.2. Définition et validation d’un modèle stratigraphique de dépôt fluvioglaciaire ................... 135 

III.2.1. Modèle stratigraphique de la zone Nord de la grille C ................................................. 136 

III.2.2. Modèle stratigraphique de la zone Ouest de la grille C ................................................ 141 

III.2.3. Interprétation des profils géophysiques mesurés sur la grille C ................................... 145 

III.3. Synthèse et conclusion ......................................................................................................... 147 

D. Caractérisation des propriétés hydrodynamiques des hydrofaciès du dépôt 

fluvioglaciaire ................................................................................................................ 148 

I. Les propriétés hydrodynamiques des hydrofaciès fluvioglaciaires ............................ 148 

I.1. Les propriétés hydrodynamiques caractéristiques d’un milieu poreux non-saturé .............. 148 

I.1.1. Etat énergétique de l’eau en zone non-saturée et notion de pression capillaire ........... 148 

I.1.2. Courbe de rétention capillaire ........................................................................................ 149 

I.1.3. Conductivité hydraulique ................................................................................................ 151 

I.1.4. Equation de l’écoulement en zone non-saturée ............................................................. 153 

I.2. Les propriétés hydrodynamiques de lithofaciès fluvioglaciaires ............................................ 155 

I.2.1. Méthodes de caractérisation hydrodynamique à l’échelle de l’hydrofaciès .................. 156 

I.2.2. Relation entre lithofaciès et hydrofaciès ........................................................................ 157 

I.2.3. Importance de la caractérisation à l’échelle macroscopique de l’élément architectural 159 

I.3. Les méthodes d’estimation des propriétés hydrodynamiques appropriées aux lithofaciès 

fluvioglaciaires ............................................................................................................................................ 159 

I.3.1. Caractérisation des propriétés hydrodynamiques par essais in situ Beerkan et méthode 

BEST ....................................................................................................................................................... 160 

6

I.3.2. Caractérisation des propriétés hydrodynamiques par méthodes prédictives ................ 161 

I.4. Synthèse et choix méthodologiques ...................................................................................... 166 

II. Matériels et méthodes ........................................................................................... 168 

II.1. Méthode ................................................................................................................................ 168 

II.1.1. Caractérisation des propriétés hydrodynamiques d’hydrofaciès analogues ................. 169 

II.1.2. Détermination des hydrofaciès modèles du dépôt fluvioglaciaire et évaluation du 

modèle hydrostratigraphique ................................................................................................................ 169 

II.2. Caractérisation hydrodynamique des lithofaciès par essais Beerkan et méthode BEST....... 171 

II.2.1. Mesure des variations de teneurs en eau dans le dépôt fluvioglaciaire ........................ 173 

II.2.1. Modélisation des écoulements en zone non-saturée .................................................... 175 

III. Résultats et discussions ......................................................................................... 178 

III.1. Analyse préliminaire des essais d’infiltration ....................................................................... 178 

III.2. Estimation des propriétés hydrodynamiques des hydrofaciès ............................................ 180 

III.2.1. Cas des hydrofaciès sableux et à matrice sableuse ...................................................... 180 

III.2.2. Cas des graviers sans matrice ....................................................................................... 183 

III.2.3. Conclusion ..................................................................................................................... 184 

III.3. Détermination des hydrofaciès représentatifs..................................................................... 184 

III.3.1. Calage des propriétés hydrodynamiques sur un état initial désaturé .......................... 185 

III.3.2. Discussion sur le choix des hydrofaciès ........................................................................ 187 

III.3.3. Evaluation du modèle hydrostratigraphique ................................................................ 189 

III.4. Conclusion ............................................................................................................................ 196 

E. Discussion sur l’effet des hétérogénéités hydrodynamiques sur les écoulements de 

la zone non-saturée du bassin d’infiltration .................................................................... 199 

I. Caractérisation des écoulements bidimensionnels en zone non-saturée ................... 199 

I.1. Caractérisation de l’hétérogénéité d’écoulement ................................................................. 200 

I.2. Discussion sur les écoulements préférentiels ........................................................................ 203 

I.2.1. Ecoulement de type "drain" ............................................................................................ 203 

I.2.2. Effets de barrière capillaire et funneled flows ................................................................ 204 

II. Apport de la caractérisation tridimensionnelle........................................................ 207 

II.1. Modélisations d’écoulement en trois dimensions (Hydrus 3D) ............................................ 207 

II.1.1. Discrétisation du domaine ............................................................................................. 208 

II.1.2. Définition du modèle hydrostratigraphique .................................................................. 208 

II.1.3. Conditions aux limites .................................................................................................... 209 

II.1.4. Conditions initiales ......................................................................................................... 210 

II.2. Caractérisation de l’écoulement en trois dimensions ........................................................... 210 

III. Définition d’une typologie d’écoulements préférentiels ......................................... 212 

IV. Conclusion ............................................................................................................ 215 

F. Conclusions et perspectives ............................................................................. 217 

G. Références bibliographiques ........................................................................... 223 

Annexes .............................................................................................................. 231 

7

Chapitre A 

Liste des figures 

Figure 1 : synoptique d'organisation des thèmes et sous thèmes de recherche de l’OTHU. En 

rouge, le sous-thème sur lequel porte les travaux présentés. .............................................................. 22 

Figure 2 : méthodologie générale de la thèse .......................................................................... 28 

Figure 3 : a) situation des bassins de rétention/décantation et d’infiltration dans la zone 

industrielle située au sud de la ville de Chassieu à l’Est de l’agglomération lyonnaise. b) Photo 

aérienne (image Google Earth de 2007) et c) principe de fonctionnement des deux bassins. ............ 29 

Chapitre B 

Figure 4 : division de la surface du bassin d’infiltration en trois zones, notées zones A, B et C 

du nord vers le sud. ............................................................................................................................... 30 

Figure 5 : types de systèmes fluviatiles et caractéristiques principales des chenaux .............. 32 

Figure 6 : systèmes fluviatiles modèles et caractéristiques physiques associées. Les systèmes 

en tresse sont entourés en rouge. D’après Reading (1996). ................................................................. 32 

Figure 7 : positionnement des plaines d’épandage fluvioglaciaire au sein des environnements 

glaciaires. ............................................................................................................................................... 33 

Figure 8 : évolution de l’environnement de dépôt en fonction de la distance à la marge 

glaciaire ................................................................................................................................................. 35 

Figure 9 : Variation de la taille de grain maximale (axe le plus long) en fonction de la distance 

au front glaciaire de sept plaines d’épandage fluvioglaciaire actives. Les sandurs des glaciers Giga et 

Skeidara sont islandais, les autres sont localisés au sud-est de l’Alaska. D’après Smith (1985)........... 36 

Figure 10 : séquences verticales typiques d’un dépôt fluvioglaciaire, suivant l’environnement 

de dépôt : a) proximal (type Scott), b) intermédiaire (type Donjek), c) distal (type Platte). D’après 

Miall (1978). .......................................................................................................................................... 37 

Figure 11 : modèle conceptuel des dépôts de rivière en tresse. Exemples de barre composite 

constituée d’un amalgame de barre unitaire dans un contexte de sédimentation active, et d’un 

remplissage de chenal abandonné par des barres unitaires. D’après Bridge et Lunt (2006). .............. 39 

Figure 12 : rides de courant et stratification entrecroisée associée ........................................ 39 

Figure 13 : hypothèse de migration de nappes de charriage de graviers. D’après Recking 

(2006). ................................................................................................................................................... 40 

Figure 14 : sections longitudinale (a) et transversale (b) représentant les macrostratifications 

internes aux barres unitaires. D’après Lunt et al. (2004a) et Bridge et Lunt (2006). ............................ 41 

Figure 15 : sections transversales (a et b) et longitudinales (c) de barres composites du 

modèle de rivière en tresse de Lunt et al. (2004a) et Bridge et Lunt (2006). L’exagération verticale est 

de 2:1. Les traits ne représentent que les stratifications macroscopiques (traits fins noirs) à 

mégascopiques (traits forts verts). ........................................................................................................ 42 

Figure 16 : section transversale d’un remplissage de chenal de rivière en tresse (Lunt et al. 

(2004a), Bridge et Lunt (2006)). L’exagération verticale est de 2:1. Les traits ne représentent que les 

stratifications macroscopiques (traits fins noirs) à mégascopiques (traits forts verts). ....................... 43 

Figure 17 : exemple de graviers sans matrice : a) graviers sans matrice granoclassés à 

stratification plane entre deux lithofaciès de graviers sableux, et b) alternance de graviers sableux et 

de graviers sans matrice à stratification entrecroisée. Photos de Lunt et Bridge (Lunt et Bridge, 2007). 

............................................................................................................................................................... 49 

9

Figure 18 : hypothèses concernant la formation d’alternance de graviers sans matrice et de 

graviers sableux bimodaux. L’écoulement se fait de la gauche vers la droite dans tous les cas. D’après 

Lunt et Bridge (2007). ............................................................................................................................ 50 

Figure 19 : exemple d’éléments architecturaux de dépôts fluvioglaciaires quaternaires de la 

vallée du Rhin décrits par Heinz et Aigner (2003b) ............................................................................... 52 

Figure 20 : a) carte géomorphologique (Mandier, 1984), b) carte géologique simplifiée, et c) 

modèle numérique de terrain de l’Est lyonnais. Le site étudié est figuré par un point rouge. ............ 54 

Figure 21 : a) situation du Glacier des Bossons et de la zone étudiée, b) carte géologique 

simplifiée du versant Nord du massif du Mont Blanc, et c) position du sandur étudié (délimité en 

rouge) par rapport au glacier. PAG : Petit Age Glaciaire (environ 1550 à 1850). ................................. 56 

Figure 22 : réseau de chenaux du sandur des Bossons en septembre 2004, et barres de sables 

et de graviers associés ........................................................................................................................... 57 

Figure 23 : Carte des sédiments de surfaces de la zone proglaciaire du Breidamerkurjökull. 

D’après Evans et Twigg (2002). ............................................................................................................. 58 

Figure 24 : méthodologie utilisée pour la description des structures sédimentaires du dépôt 

fluvioglaciaire de l’Est lyonnais. Les analyses suivies d’une étoile ont été étudiées par Ganaye (2006) 

et Arambourou (2007), et ne seront pas présentées dans le cadre de la thèse. .................................. 59 

Figure 25 : emprise des excavations réalisées dans les zones A et B du bassin DjR ................ 60 

Figure 26 : parois verticales des excavations réalisées dans la zone A (a) et la zone B (b), et 

division des parois en sections de 1,5 m de large. ................................................................................ 61 

Figure 27 : photographie de l’affleurement décrit dans le dépôt fluvioglaciaire du 

Breidamerkursandur. Cet affleurement est le résultat de l’incision des dépôts fluvioglaciaires par le 

torrent proglaciaire provenant du Breidamerkurjökull. ....................................................................... 62 

Figure 28 : distribution granulométrique cumulée des échantillons de lithofaciès S-x des 

zones A et B. .......................................................................................................................................... 65 

Figure 29 : détails des structures sédimentaires internes au lithofaciès S-x décrit sur la paroi 

d’excavation de la zone B. ..................................................................................................................... 66 

Figure 30 : hypothèse de remplissage sableux de creux d’érosion .......................................... 67 

Figure 31 : distribution granulométrique cumulée des échantillons de lithofaciès Gcm (a) et 

Gcm,b (b) des zones A et B. ................................................................................................................... 67 

Figure 32 : distribution granulométrique cumulée des échantillons de lithofaciès Gcg,o et 

Gcx,o des zones A et B. .......................................................................................................................... 69 

Figure 33 : triangle textural représentant les fractions en graviers (D > 2 mm), en sables (2 

mm > D > 63 µm), et en fines (argiles et silts, D < 63 µm) et les domaines de variation 

granulométrique des lithofaciès fluvioglaciaires sous-jacents au bassin DjR. ...................................... 71 

Figure 34 : représentation schématique du grain moyen (diamètre des bulles) et du 

classement de Folk et Ward (suivant le code couleur) des 86 échantillons prélevés sur la paroi de 

l’excavation de la zone A. ...................................................................................................................... 72 

Figure 35 : représentation schématique du grain moyen (diamètre des bulles) et du 

classement de Folk et Ward (suivant le code couleur) des 41 échantillons prélevés sur la paroi de 

l’excavation de la zone B. ...................................................................................................................... 72 

Figure 36 : interprétation de la paroi d’excavation de la zone A aux échelles du lithofaciès et 

de l’élément architectural. .................................................................................................................... 73 

Figure 37 : courbes de fréquence granulométrique associées aux tamisats à 1mm des 

échantillons A-S3-1, A-S3-2, A-S3-3 et A-S3-4 ....................................................................................... 74 

Figure 38 : interprétation de la paroi d’excavation de la zone B aux échelles du lithofaciès et 

de l’élément architectural. .................................................................................................................... 76 

Figure 39 : triangle textural représentant les fractions en graviers (D > 2 mm), en sables (2 

mm > D > 63 μm), et en fines (argiles et silts, D < 63 μm) des lithofaciès fluvioglaciaires caractérisés 

en surface de la zone proglaciaire des Bossons et de l’épandage fluvioglaciaire du Breidamerkurjökull 

en Islande. Les domaines de variation granulométrique des lithofaciès quaternaires caractérisés à 

10

partir des échantillons prélevés sur les parois d’excavation des zones A et B sont également 

représentés............................................................................................................................................ 78 

Figure 40 : classement granulométrique en fonction du grain moyen des lithofaciès 

caractérisés en surface de plaines d’épandage actuelles (les échantillons correspondent à ceux du 

Tableau 8). Les domaines de variation associés aux lithofaciès ont été représentés. Les zones 

entourées de pointillées correspondent à des zones de tolérances associées à ces domaines de 

variation. ............................................................................................................................................... 79 

Figure 41 : coupe stratigraphique de l’affleurement du dépôt fluvioglaciaire du 

Breidamerkurjökull, et photographie associée. L’échelle verticale est exagérée 3 fois par rapport à 

l’échelle horizontale. ............................................................................................................................. 80 

Figure 42 : exemple de remplissage sableux en surface du Breidamerkursandur ................... 81 

Chapitre C 

Figure 43 : exemple d’acquisition au radar géologique ........................................................... 84 

Figure 44 : principe d’acquisition à offset constant (mode réflexion). E : émetteur, R : 

récepteur ............................................................................................................................................... 86 

Figure 45 : principe d’une acquisition CMP. L’acquisition CMP traduit l’accroissement de la 

durée du trajet de l’onde (temps en ordonnées) à mesure que les antennes s’éloignent l’une de 

l’autre (offset en abscisse). Cette acquisition permet de déterminer le profil de vitesse de 

propagation des ondes EM dans le sol investigué. E : émetteur, R : récepteur. .................................. 86 

Figure 46 : nombre de publications scientifiques produites annuellement entre 1981 et 2001 

sur le radar géologique, ainsi que sur ses applications en géologie et en sédimentologie en particulier. 

D’après Neal (Neal, 2004)...................................................................................................................... 90 

Figure 47 : exemple de stratification au sein de formations sédimentaires, engendrées par 

des changements de : a) composition (présence d’argiles), b) granulométrie (sables et graviers), c) 

forme des grains (allongés ou arrondis), d) orientation des grains et e) tassement des grains, et à 

l'origine de réflecteurs radar. D’après Neal (2004) ............................................................................... 91 

Figure 48 : terminologie utilisée pour la description et l’interprétation de radargrammes, en 

terme de surfaces, packages et faciès radar. La description fait intervenir les géométries en deux et 

trois dimensions. D’après Neal (Neal, 2004). ........................................................................................ 93 

Figure 49 : séquence de traitement applicable à une étude sédimentologique. D’après Neal 

(Neal, 2004). .......................................................................................................................................... 94 

Figure 50 : typologie des coupes horizontales de bloc radar tridimensionnels (time slices) liés 

aux dépôts fluvioglaciaires de la vallée du Rhin. D’après Beres et al. (1999). .................................... 100 

Figure 51 : exemple d’interprétation de l’architecture tridimensionnelle d’un dépôt 

fluvioglaciaire par analyse de blocs pseudo-3D d’images radar (acquisition sur une grille de maille de 

1 à 5 m). Les unités 2 à 5 correspondent à l’agencement complexe de remplissages de creux 

d’érosion. D’après Heinz et Aigner (2003a). ....................................................................................... 100 

Figure 52 : dispositifs d’acquisition de panneau électrique les plus couramment utilisés, et 

diagramme de sensibilité associé. AB est le dipôle d’injection, MN est le dipôle de mesure, a est la 

distance minimale entre deux électrodes. .......................................................................................... 102 

Figure 53 : exemple d’étude couplant a) une étude sédimentologique et plusieurs méthodes 

géophysiques : b) radar géologique, c) sismique réfraction, c) panneau électrique. D’après Bowling et 

al. (2007). ............................................................................................................................................ 104 

Figure 54 : méthodologie utilisée pour la définition d’un modèle stratigraphique du dépôt 

fluvioglaciaire étudié à une échelle réduite représentative de l’ouvrage d’infiltration ..................... 108 

Figure 55 : schéma du bassin d’infiltration DjR et emplacement des grilles d’acquisition A, B 

et C pour les mesures géophysiques. La grille large de 5 m n’est pas représentée. Les grilles A et B 

sont situées chacune en arrière d’une excavation, afin de calibrer les signaux géophysiques aux 

11

hétérogénéités sédimentaires. L’emprise des excavations sur les grilles d’acquisition est représentée. 

............................................................................................................................................................. 110 

Figure 56 : emplacement des zones d’étude réduites nord et ouest sur la grille C ............... 111 

Figure 57 : acquisition CMP dans la partie Nord du puits de mesure. La fréquence d’antenne 

utilisée est de 400 MHz. ...................................................................................................................... 114 

Figure 58 : mesure de la résistivité électrique par panneau électrique au niveau de la grille A. 

Les 8 profils de résistivité mesurés correspondent aux 8 lignes orientées NS les plus à l’est de la grille. 

............................................................................................................................................................. 115 

Figure 59 : comparaison (a) de la photographie panoramique de la section A, et (b) du profil 

radar correspondant. Les limites des lithofaciès fluvioglaciaires principaux (a) sont mises en évidence. 

Les points A à H sont les points de corrélation utilisés pour l’évaluation de la vitesse de propagation 

des ondes EM. ..................................................................................................................................... 117 

Figure 60 : comparaison (a) de la photographie panoramique de la section B, et (b) du profil 

radar correspondant. Les limites des lithofaciès fluvioglaciaires principaux (a) sont mises en évidence. 

Les points A à F sont les points de corrélation utilisés pour l’évaluation de la vitesse de propagation 

des ondes EM. ..................................................................................................................................... 117 

Figure 61 : a) profil CMP réalisé au nord de la grille C et demi-hyperboles principales utilisées 

pour l’estimation du profil de vitesses NMO (en rouge, les demi-hyperboles, et en vert, les multiples 

interprétés par le logiciel Reflex), b) analyse de semblance du profil CMP et profil des vitesses NMO 

(en blanc), c) profil des vitesses d’intervalle déduites des vitesses NMO........................................... 119 

Figure 62 : a) profil CMP réalisé à l’ouest de la grille C et demi-hyperboles principales utilisées 

pour l’estimation du profil de vitesses NMO (en rouge, les demi-hyperboles, et en vert, les multiples 

interprétés par le logiciel Reflex), b) analyse de semblance du profil CMP et profil des vitesses NMO 

(en blanc), c) profil des vitesses d’intervalle déduites des vitesses NMO........................................... 119 

Figure 63 : comparaison de l’interprétation sédimentologique de la paroi d’excavation de la 

zone A (a), à l’échelle des éléments architecturaux (unités 1 à 4) et des lithofaciès, avec le profil radar 

mesuré avec l’antenne de 400 MHz (b). Une interprétation du profil radar, notamment les surfaces 

radar correspondant aux limites des unités 1 à 4 (traits forts en pointillés), est proposée (c). ......... 121 


zone A (a), à l’échelle des éléments architecturaux (unités 1 à 4) et des lithofaciès, avec le profil radar 

mesuré avec l’antenne de 200 MHz (b). Une interprétation du profil radar, notamment les surfaces 

radar correspondant aux limites des unités 1 à 4 (traits forts en pointillés), est proposée (c). ......... 122 

Figure 65 : comparaison de a) l’interprétation sédimentologique de la paroi d’excavation de 

la zone A, et b) du profil de résistivité électrique correspondant. ...................................................... 123 


zone B (a), à l’échelle des éléments architecturaux (unités 5 à 7) et des lithofaciès, avec le profils 

radar mesuré avec l’antenne de 400 MHz (b). Une interprétation du profil radar, notamment les 

surfaces radar correspondant aux limites des unités 5 à 7 (traits forts en pointillés), est proposée (c). 

............................................................................................................................................................. 126 


zone B (a), à l’échelle des éléments architecturaux (unités 6 et 7) et des lithofaciès, avec le profils 


surfaces radar correspondant aux limites des unités 6 et 7 (traits forts en pointillés), est proposée (c). 

............................................................................................................................................................. 127 


zone B (a), à l’échelle des éléments architecturaux (unités 5 à 7) et des lithofaciès, avec le profils 


surfaces radar correspondant aux limites des unités 5 à 7 (traits forts en pointillés), est proposée (c). 

............................................................................................................................................................. 128 

Figure 69 : niveaux à coloration orangée sur la paroi d’excavation de la zone B, traduisant la 

présence d’oxydes de fer dans le dépôt fluvioglaciaire ...................................................................... 129 

12

Figure 70 : interprétation croisée de la paroi d’excavation de la zone A (a) décomposée en 

unités de dépôt et lithofaciès, et investigations géophysiques réalisées en arrière de cette paroi [bloc 

GPR pseudo-3D (b) et bloc 3D de résistivité électrique apparente (c)]. ............................................. 131 

Figure 71 : résultat de l’inversion en trois dimensions. La diminution de la résistivité 

correspond au remplissage de creux d’érosion de l’unité 3. .............................................................. 132 

Figure 72 : interprétation tridimensionnelle des éléments de dépôt situés en arrière de la 

paroi d’excavation de la zone B. .......................................................................................................... 133 

Figure 73 : profil radar (a) et interprétation (b), correspondant à y = 3 m sur la Figure 56 (les 

surfaces radar sont en traits forts pointillés), et profilage électrique (c) correspondant à y = 5m (sur la 

Figure 56), mesurés sur la zone Nord de la grille C. ............................................................................ 136 

Figure 74 : interprétation tridimensionnelle des éléments architecturaux du bloc radar de la 

zone nord de la grille C ........................................................................................................................ 137 

Figure 75: modèle stratigraphique interprétatif à l’échelle du lithofaciès de la zone nord de la 

grille C, correspondant au profil y=3m de la Figure 56. Le remplissage sableux est supposé homogène. 

............................................................................................................................................................. 139 

Figure 76 : a) modèle géométrique du dépôt fluvioglaciaire dans la zone nord de la grille C 

entré dans le module MatGPR et b) profil radar synthétique obtenu après modélisation (fréquence 

de 400 MHz). c) Profil radar mesuré avec l’antenne de 400 MHz correspondant. ............................. 140 

Figure 77 : surface radar et unités principales du profil GPR correspondant à x = 0 m (sur la 

Figure 56), mesuré sur la zone ouest de la grille C. ............................................................................. 141 

Figure 78 : interprétation tridimensionnelle des éléments architecturaux du bloc radar de la 

zone ouest de la grille C....................................................................................................................... 142 

Figure 79 : modèle stratigraphique interprétatif à l’échelle du lithofaciès de la zone ouest de 

la grille C, correspondant au profil x = 0 m de la Figure 56. ................................................................ 143 

Figure 80 : a) modèle géométrique du dépôt fluvioglaciaire dans la zone ouest de la grille C 

entré dans le module MatGPR et b) profil radar synthétique obtenu après modélisation (fréquence 

de 400 MHz). c) Profil radar correspondant mesuré avec l’antenne de 400 MHz. ............................. 144 

Figure 81 : extension latérale d’une barre de graviers, interprétée à partir du bloc radar 

pseudo-3D de la grille C ....................................................................................................................... 145 

Figure 82 : extension latérale de la couche massive de graviers, interprétée à partir du bloc 

radar pseudo-3D de la grille C ............................................................................................................. 146 

Figure 83 : extension latérale du remplissage sableux, interprétée à partir du bloc radar 

pseudo-3D de la grille C ....................................................................................................................... 146 

Chapitre D 

Figure 84 : effet de la granulométrie sur la courbe de rétention capillaire. D’après Miyasaki 

(1988). ................................................................................................................................................. 150 

Figure 85 : courbe de rétention capillaire d’un sable, modélisée par les relations de van 

Genuchten (1981) et de Brooks et Corey (1964). ............................................................................... 151 

Figure 86 : dépendance de la conductivité hydraulique vis-à-vis de la pression capillaire pour 

deux sols de nature différente ............................................................................................................ 152 

Figure 87 : courbe de conductivité hydraulique d’un sable, modélisée par les relations de van 

Genuchten (1981) et de Brooks et Corey (1964). ............................................................................... 153 

Figure 88 : exemple de méthodes in situ de mesure de la conductivité hydraulique saturée 

d’un dépôt sédimentaire hétérogène. a) Mesure par essai de pompage. La mesure intègre 

l’information à l’échelle macro- à mégascopique, et ne fournit qu’une estimation globale de la 

conductivité hydraulique. b) Mesure à l’échelle mésoscopique. Des essais au perméamètre à phase 

gazeuse ou des essais Beerkan (ces essais sont décrits au II.2) permettent d’estimer la conductivité 

hydraulique de chaque lithofaciès constituant le dépôt sédimentaire. D’après Dai et al. (2004). .... 156 

13

Figure 89 : estimation des conductivités hydrauliques saturées des principaux lithofaciès 

fluvioglaciaires. D’après Jussel et al. (1994), Andersen et al. (1999), Bersezio et al. (1999), Klingbeil et 

al. (1999), Heinz et al. (2003), Kostic et al. (2005). ............................................................................. 158 

Figure 90 : relation entre lithofaciès et hydrofaciès fluvioglaciaires quaternaires proposée par 

Klingbeil et al. (1999). .......................................................................................................................... 159 

Figure 91 : algorithme d’estimation des paramètres de forme par la méthode BEST 

(Lassabatère et al., 2006) .................................................................................................................... 163 

Figure 92 : algorithme d’estimation des paramètres d’échelle par la méthode BEST 

(Lassabatère et al., 2006) .................................................................................................................... 164 

Figure 93 : méthodologie utilisée pour la détermination d’hydrofaciès modèles du dépôt 

fluvioglaciaire de l’Est lyonnais et l’évaluation du modèle hydrostratigraphique établie à partir de ces 

hydrofaciès. En bleu, le résultat de l’étude géophysique (Chapitre C). .............................................. 168 

Figure 94 : localisation du puits de mesures expérimentales dans le bassin d’infiltration, et 

position des sondes TDR dans les zones nord (TDR1, TDR2 et TDR3) et ouest (TDR4, TDR5, TDR6) .. 170 

Figure 95 : réalisation d’un essai Beerkan (a), et matériel requis pour cet essai (b). Les 

volumes d’eau contenus dans les verres en plastique sont successivement infiltrés dans l’anneau 

cylindrique enfoncé de quelques millimètres dans le sol. Le temps nécessaire à l’infiltration de 

chacun des volumes est mesuré. Pour limiter les fuites latérales sur des lithofaciès à granulométrie 

grossière, un joint à la bentonite humidifiée peut être mis en place sur le pourtour de l’anneau (c). 

............................................................................................................................................................. 172 

Figure 96 : exemple de résultat fourni par un essai Beerkan (points expérimentaux en bleu) et 

de l’ajustement des modèles de courbes d’infiltration au régime transitoire (courbe noire) et 

permanent (courbe rouge). a) Courbe d’infiltration cumulée en fonction du temps, exprimée en 

volume par unité de surface. b) Flux infiltré en fonction du temps.................................................... 172 

Figure 97 : schéma du dispositif de mesure installé dans le puits expérimental, lors d’un essai 

d’infiltration en surface du bassin ....................................................................................................... 173 

Figure 98 : a) puits de mesure et cylindre d’infiltration situé dans la zone nord. b) A l’intérieur 

du puits, positionnement des sondes TDR, placées en bout des tubes de prolongation, dans le 

manchon de tamisat à 5mm en bout des tubes PVC. c) Enfoncement du cylindre d’infiltration de 2 à 5 

cm dans le dépôt fluvioglaciaire, et joint à la bentonite humidifiée sur le pourtour afin de limiter les 

fuites latérales. d) Plaquage d’un plastique sur le fond et les parois du cylindre, et remplissage du 

cylindre par un volume d’eau connu, mesuré au débitmètre. e) A t=0, le plastique est fendu à l’aide 

d’un cutter, et est retiré pour laisser l’eau s’infiltrer. f) Mesure de la variation de teneur en eau en 

surface lors de l’infiltration. ................................................................................................................ 174 

Figure 99 : a) modèle stratigraphique de la zone Nord à la verticale des sondes TDR, défini 

après interprétation des profils géophysiques. b) Domaine modélisé correspondant à la zone réduite 

de 4,5 m x 3 m entourée en rouge sur la figure a. c) Conditions aux limites imposées au domaine 

modélisé. ............................................................................................................................................. 176 

Figure 100 : courbes expérimentales d’infiltration cumulée en fonction du temps mesurées 

sur les lithofaciès analogues représentatifs des lithofaciès fluvioglaciaires de l’Est lyonnais et sur des 

lithofaciès de surface du bassin DjR, et domaines de variation des courbes pour chaque type de 

lithofaciès. Les codes des échantillons font référence aux campagnes de mesure : B04 = Bossons 

2004, B05 = Bossons 2005, B06 = Bossons 2006, I05 = Islande 2005, et DjR06 = bassin DjR 2006. ... 178 

Figure 101 : comparaison des estimations de conductivité hydraulique saturée des 

hydrofaciès S-x, Gcx,o, Gcm et Gcm,b par la méthode BEST et la relation de Kozeny-Carman (calcul 

avec le dixième percentile, et avec l’expresssion de Kozeny-Carman) avec des valeurs issues de la 

littérature (Jussel et al., 1994; Anderson et al., 1999; Bersezio et al., 1999; Klingbeil et al., 1999; Heinz 

et al., 2003; Kostic et al., 2005) ........................................................................................................... 180 

Figure 102 : courbes de rétention capillaire (a, c, e) et courbes de conductivité hydraulique en 

fonction de la pression capillaire (b, d, f) respectivement des hydrofaciès S-x, Gcm,b et Gcm, 

représentatifs du dépôt de l’Est lyonnais. ........................................................................................... 182 

14

Figure 103 : a) courbe de rétention capillaire, estimée à partir du modèle d’Arya et Paris, et 

modélisée avec le modèle de van Genuchten avec condition de Burdine (r²=0,996), et b) courbe de 

conductivité hydraulique de l’hydrofaciès Gcx,o. ............................................................................... 184 

Figure 104 : méthode de détermination des hydrofaciès représentatif du comportement 

hydrodynamique du dépôt fluvioglaciaire au niveau de la zone nord du puits de mesure (calage des 

propriétés hydrodynamiques). Les hydrofaciès A, B et D sont choisis parmi les hydrofaciès analogues, 

l’hydrofaciès C correspond aux propriétés hydrodynamiques des graviers sans matrice estimées par 

le modèle d’Arya et Paris. ................................................................................................................... 185 

Figure 105 : évolution des teneurs en eau modélisées avec Hydrus2D suite au drainage à 

partir d’un état initial de saturation totale en eau. a) Exemple d’une configuration d’hydrofaciès 

inadaptée, conduisant à une erreur relative trop importante par rapport aux teneurs en eau du 

Tableau 24. b) Configuration d’hydrofaciès retenue (les paramètres correspondant sont présentés 

dans le Tableau 25).............................................................................................................................. 186 

Figure 106 : a) courbes de rétention en eau et b) courbe de conductivité hydraulique des 

hydrofaciès représentatifs du dépôt fluvioglaciaire de l’Est lyonnais................................................. 188 

Figure 107 : comparaison de l’évolution de la teneur volumique en eau mesurée par sondes 

TDR dans le dépôt fluvioglaciaire sous-jacent au bassin d’infiltration et modélisée avec Hydrus2D, en 

surface (a), et à 50 cm (b) et 115 cm (c) de profondeur, lors de l’essai DjR-N1 (conditions initiales 

humides). ............................................................................................................................................. 190 

Figure 108 : comparaison de l’évolution de la teneur volumique en eau mesurée par sondes 

TDR dans le dépôt fluvioglaciaire sous-jacent au bassin d’infiltration et modélisée avec Hydrus2D, en 

surface (a), et à 50 cm (b) et 115 cm (c) de profondeur, lors de l’essai DjR-N2 (conditions initiales 

humides). ............................................................................................................................................. 193 

Figure 109 : flux infiltrés en fonction de la saturation initiale du dépôt fluvioglaciaire : a) 

conditions initiales sèches (essai DjR-N1), b) conditions initiales humides (essai DjR-N2). ............... 194 

Chapitre E 

Figure 110 : variations du champ de teneur en eau et de pression capillaire associés aux 

phases d’infiltration (entre t = 0 min et t = 60 min) et de drainage (t = 120 min et t = 300 min, soit 

respectivement 1 h et 4 h après la fin de l’infiltration) de l’essai DjR-N1 ........................................... 201 

Figure 111 : courbes de conductivité hydraulique en fonction de la pression capillaire K(h) des 

quatre hydrofaciès modèles ................................................................................................................ 202 

Figure 112 : écoulement préférentiel de type drain par les graviers sans matrice (cas de 

l’hydrofaciès Gcx,o à proximité de la surface du bassin) .................................................................... 203 

Figure 113 : écoulement préférentiel de type entonnoir généré par des effets de barrière 

capillaire impliquant des graviers sans matrice .................................................................................. 204 

Figure 114 : illustration schématique d’un effet entonnoir du à un effet de barrière capillaire. 

D’après Kung (1990). ........................................................................................................................... 205 

Figure 115 : illustration schématique d’un écoulement de type entonnoir, et zones 

d’écoulement à l’interface entre les deux lithofaciès impliqués dans l’effet de barrière capillaire. 

D’après Heilig et al. (2003). ................................................................................................................. 206 

Figure 116 : a) distribution de la teneur en eau de part et d’autre d’une interface sable 

fin/sable grossier, et b) distribution d’ions chlorure correspondante (les couleurs sombres sont 

associées aux concentrations les plus élevées), mesurées dans un dépôt fluviatile sableux par Heilig 

et al. (2003). Les barrières capillaires peuvent conduire à une forte régionalisation des concentrations 

de solutés. D’après Heilig et al. (2003). ............................................................................................... 206 

Figure 117 : définition du maillage du domaine modélisé, par extrusion verticale par pas de 5 

cm d’un maillage horizontal triangulaire de base (maillage bidimensionnel de type Hydrus 2D) ..... 208 

Figure 118 : illustration de la construction du modèle hydrostratigraphique tridimensionnel 

............................................................................................................................................................. 208 

15

Figure 119 : a) modèle stratigraphique de la zone nord, représentant les interfaces entre 

éléments architecturaux du dépôt fluvioglaciaire (Chapitre C), b) conditions aux limites imposées au 

domaine modélisé et c) modèle hydrostratigraphique tridimensionnel de la zone nord, 

correspondant au domaine modélisé sous Hydrus3D (la flèche indique l’ouest). ............................. 209 

Figure 120 : variations de teneurs en eau et de pressions capillaires suite à un épisode 

pluvieux dans la zone nord du puits expérimental. La phase d’infiltration dure 30 heures. .............. 211 

Figure 121 : écoulement de type entonnoir (entouré en noir), mis en évidence dans la zone 

de progradation des graviers sans matrice (unité 9 du modèle stratigraphique de la zone nord, 

Chapitre C). L’écoulement lors de la phase de drainage suit la ligne de plus grande pente de ces 

hydrofaciès. ......................................................................................................................................... 212 

16

Chapitre A 

Liste des tableaux 


Tableau 1 : échelles d’observation associées aux unités sédimentaires (d’après Klingbeil et al. 

(1999)). .................................................................................................................................................. 23 

Tableau 2 : synthèse des échelles spatiale et temporelle d’unités stratigraphiques, et des 

propriétés physiques et hydrodynamiques associées, ainsi que les objets et outils d’analyse 

correspondant (d’après Miall (1988) et Heinz et Aigner (2003b)). La zone grisée correspond à 

l’intersection entre la typologie d’échelle établie et l’échelle de l’ouvrage urbain. ............................. 25 

Chapitre B 

Tableau 3 : stratifications et échelles associées aux formes de dépôt d’un système en tresse. 

D’après Lunt et al. (2004a). ................................................................................................................... 43 

Tableau 4 : code de classification des lithofaciès alluvionnaires proposé par Miall (1978) et 

étendu par Klingbeil et al. (1999). Ce code consiste en la juxtaposition d’indices du type i1 I1 i2 i3, i4 

(exemple : cGcm,i) ................................................................................................................................. 44 

Tableau 5 : typologie des lithofaciès fluvioglaciaires de dépôts quaternaires de système 

proglaciaire en tresse de la vallée du Rhin. D’après Siegenthaler et Huggenberger (1993), Heinz et al. 

(2003), et Kostic et al. (2007). Photos de Kostic et al. (2007). .............................................................. 45 

Tableau 6 : Calcul des paramètres descriptifs (grain moyen et classement) d’une distribution 

granulométrique par la méthode de Folk et Ward. représente le ième percentile de la courbe 

granulométrique cumulée. D’après Blott et Pye (2001). ...................................................................... 64 

Tableau 7 : Typologie de lithofaciès du dépôt fluvioglaciaire sous-jacent au bassin DjR. Le 

dépôt fluvioglaciaire est majoritairement constitué par les lithofaciès Gcm et Gcm,b........................ 70 

Tableau 8 : lithofaciès retenus pour leur représentativité du dépôt fluvioglaciaire de l’Est 

lyonnais en terme de granulométrie grossière Graviers-Sables-Fines.................................................. 79 

Chapitre C 

Tableau 9 : méthodes géophysiques utilisées en fonction des objectifs fixés pour l’étude. 

D’après Hubbard et Rubin (2005).......................................................................................................... 83 

Tableau 10 : propriétés électriques et diélectriques de différents milieux, ainsi que les 

profondeurs d’investigation et résolutions, obtenus pour des fréquences d’antennes de 80 à 120 

MHz. NS : non-saturé, S : saturé. Les données marquées d’un * sont calculées à partir des données de 

la littérature et une fréquence d’antenne de 100 MHz. D’après Asprion et Aigner (1997), Beres et 

Haeni (1991), Mari et al. (1998), et Neal (2004). .................................................................................. 87 

Tableau 11 : fréquences d’antenne utilisées pour différentes études au radar géologique de 

dépôts glaciaires, fluvioglaciaires et glaciolacustres ............................................................................. 88 

Tableau 12 : vitesses de propagation d’ondes électromagnétiques au sein de dépôts 

sédimentaires constitués de sables et graviers non-saturés ................................................................ 89 

Tableau 13 : faciès radar en deux dimensions, caractérisés avec une antenne de 50 MHz à 

partir des travaux de Beres et al. (1999) et Regli et al. (2002). D’après Regli et al. (2002) .................. 98 

Tableau 14 : valeurs typiques de résistivité électriques pour différents matériaux et types de 

dépôts sédimentaires. ......................................................................................................................... 103 

17


Tableau 15 : valeurs typiques de vitesses sismiques d’ondes P pour différents matériaux et 

types de dépôts sédimentaires. .......................................................................................................... 105 

Tableau 16 : traitements in situ et après mesures, réalisés sur les profils radar mesurés sur les 

grilles d’acquisition à mailles fines A, B et C ....................................................................................... 113 

Tableau 17 : coordonnées des points utilisés pour l’estimation de la vitesse moyenne de 

propagation des ondes électromagnétiques dans le dépôt fluvioglaciaire, au niveau des parois 

d’excavation des zones A et B. ............................................................................................................ 118 

Tableau 18 : typologie des réflecteurs GPR et des résistivités électriques liés aux lithofaciès, 

aux éléments et événements de dépôt. .............................................................................................. 135 

Tableau 19 : propriétés diélectrique et résistive des lithofaciès fluvioglaciaires utilisées pour 

la modélisation des réflecteurs radar. La permittivité électrique est calculée par la formule de Topp 

(Topp et al., 1980) à partir des teneurs volumiques en eau mesurées sur les échantillons de la paroi 

d’excavation de la zone A. La résistivité est estimée à partir des profilages électriques réalisés sur la 

grille A. ................................................................................................................................................. 139 

Chapitre D 

Tableau 20 : paramètres d’entrée d’Hydrus2D, et méthode d’estimation associée ............ 175 

Tableau 21 : lithofaciès retenus après application des seuils de tolérance sur l’ajustement 181 

Tableau 22 : paramètres de forme et d’échelle liés à l’hydrofaciès Gcx,o, estimés à partir de 

l’ajustement du modèle de van Genuchten sur la courbe de rétention capillaire définie avec le 

modèle d’Arya et Paris. ....................................................................................................................... 183 

Tableau 23 : caractéristiques des propriétés hydrodynamiques caractéristiques des quatre 

hydrofaciès. ......................................................................................................................................... 184 

Tableau 24 : teneurs volumiques en eau mesurées par sondes TDR à 0, 0,5 et 1,15m de 

profondeur dans la zone nord du puits de mesures après une période de 20 jours sans précipitations, 

et utilisées pour le calibrage des hydrofaciès ..................................................................................... 185 

Tableau 25 : paramètres de forme (n) et d’échelle (θr, θs, hg et Ks) des courbes de rétention 

et de conductivité modélisés par les modèles de van Genuchten avec condition de Mualem, utilisés 

pour la modélisation des écoulements non saturés sous Hydrus2D. ................................................. 187 

Tableau 26 : comparaison des teneurs en eau initiales mesurées expérimentalement et 

modélisées avec Hydrus2D, en surface et à 0,5 m et 1,15 m de profondeur, pour les essais DjR-N2 et 

DjR-N1 ................................................................................................................................................. 192 

Chapitre E 

Tableau 27 : typologie non exhaustive d’écoulements préférentiels induits par 

l’hétérogénéité sédimentaire du dépôt fluvioglaciaire sous-jacent au bassin DjR, définie à partir de 

l’étude d’une parcelle élémentaire du bassin ..................................................................................... 214 

18

Introduction 

Introduction 

Près de 50 % de la population mondiale vit en milieu urbain. En Europe, 80 % de la 

population est urbaine, et ce pourcentage est en continuelle augmentation (Biasioli et al., 2006). 

Cette urbanisation grandissante est à l’origine d’une modification profonde du cycle naturel de l’eau, 

notamment à l’interface entre la ville et les ressources en eau souterraine. D’une part, 

l’accroissement de la population urbaine, mais également des activités anthropiques, engendre une 

augmentation de la demande en eau potable, et donc un prélèvement accru des ressources en eau 

souterraines. D’autre part, l’imperméabilisation de la surface en milieu urbain favorise le 

ruissellement des eaux pluviales 1 au détriment de l’infiltration et donc de la recharge des nappes 

souterraines. D’un point de vue qualitatif, la dégradation de la qualité des eaux restituées à la nappe 

représente un risque de contamination des sols et des ressources en eau. La gestion durable des 

eaux souterraines en milieu urbanisé passe notamment par une amélioration des connaissances 

concernant les processus du cycle hydrologique souterrain et des flux de contaminants impliqués 

dans la zone non-saturée de l’interface entre la ville et la nappe. 

Au sein de cette interface, les ouvrages urbains agissent sur les flux d’eaux et de polluants en 

profondeur. Un ouvrage urbain se définit comme une unité élémentaire de la ville considérée comme 

un système urbain (Winiarski, 2004). Il existe plusieurs types d’ouvrages urbains, en fonction de leur 

usage : infrastructure de transport (par exemple, trémies routières, tunnels, métro, parcs 

automobiles), bâtiments (par exemple, sous-sols de bâtiments, fondations), ou ouvrages 

d’assainissement (par exemple, bassin de rétention, bassin d’infiltration). Ces ouvrages ont un impact 

à la fois quantitatif et qualitatif vis-à-vis du bilan du cycle hydrologique souterrain. Cet impact est 

propre à chaque ouvrage. L’impact quantitatif se traduit par exemple par une limitation des flux 

infiltrés par imperméabilisation (infrastructures routières de surface, …), une modification des 

champs d’écoulement souterrain par effet de barrière physique (tunnels, parcs souterrains, …), mais 

également une favorisation d’un cycle hydrologique plus proche du cycle naturel (technique 

d’assainissement alternative par infiltration des eaux pluviales). L’impact peut également être 

qualitatif, les polluants produits ou véhiculés par les ouvrages urbains pouvant contribuer à une 

détérioration de la qualité du milieu souterrain et des ressources en eau (infiltration d’eaux pluviales 

contaminées en métaux lourds ou hydrocarbures, …). L’échelle de l’ouvrage est donc une échelle 

d’intérêt pour l’étude des flux d’eau et de polluants dans la zone non-saturée de l’interface entre la 

ville et la nappe. 

Cette interface peut se décomposer en deux compartiments (Winiarski, 2004) : le 

compartiment allochtone, ou anthropogène, et le compartiment autochtone 2 . Le compartiment 

allochtone correspond à la première couche de l’interface. Elle est constituée par le remaniement et 

l’accumulation d’origine anthropique de matériaux de nature diverses, résidus de l’activité humaine 

sur parfois plusieurs siècles. Ces remblais sont fortement hétérogènes, et peuvent constituer une 

source de pollution. Le compartiment autochtone est constitué par la formation géologique en place 

sous-jacente. La majorité des aires urbaines sont situées sur des dépôts sédimentaires quaternaires, 

essentiellement des dépôts alluvionnaires. Ces dépôts constituent d’importantes aquifères, 

surmontées par une zone non-saturée jouant un rôle dominant dans les mécanismes de rétention 

des contaminants. C’est à ce compartiment autochtone que nous nous sommes intéressés dans ce 

travail. 

1 Le eaux pluviales regroupent les eaux météoritiques et les eaux de ruissellement pluvial. 

2 Le terme autochtone est pris dans son sens général, et signifie « formé sur place ». 

19

Introduction 

Les dépôts sédimentaires constituant les aquifères et les zones non-saturées du 

compartiment autochtone sont complexes, tridimensionnels, hétérogènes et généralement 

anisotropiques (Fraser and Davis, 1998). Les hétérogénéités hydrodynamiques peuvent générer des 

flux préférentiels d’écoulement, conduisant à un transfert de contaminant en profondeur dans le 

dépôt et jusqu’à la nappe. Ces hétérogénéités hydrodynamiques sont reliées à la nature complexe 

des processus génétiques d’érosion et de sédimentation, qui ont souvent résulté en une distribution 

fortement hétérogène des faciès sédimentaires. La compréhension de la façon dont les 

hétérogénéités sédimentaires affectent les écoulements d’eau et les flux de polluants est ainsi 

nécessaire dans une optique de préservation durable des ressources en eau souterraine 

(Huggenberger and Aigner, 1999; Klingbeil et al., 1999; Bridge and Hyndman, 2004). 

L’objectif de ce travail est de mieux comprendre le rôle de l’hétérogénéité sédimentaire et 

hydrodynamique d’un dépôt sédimentaire à l’échelle de l’ouvrage urbain sur les écoulements dans la 

zone non-saturée. Ce travail a porté sur un ouvrage urbain particulier, à savoir un bassin d’infiltration 

d’eaux pluviales, et à un type de dépôt sédimentaire que sont les dépôts fluvioglaciaires. Le choix 

d’un ouvrage d’infiltration permet de s’affranchir du compartiment allochtone, dans la mesure où 

l’infiltration des eaux pluviales se fait directement dans le dépôt sédimentaire. Cet objectif ne peut 

être atteint que par l’utilisation d’une approche adaptée à la caractérisation de la distribution 

spatiale à l’échelle de l’ouvrage des propriétés sédimentaires et hydrodynamiques d’un dépôt 

fluvioglaciaire. Nous avons donc évalué l’utilisation d’une approche hydrogéophysique afin de 

déterminer les unités hydrogéologiques pertinentes à l’échelle de l’ouvrage d’infiltration. Le Chapitre 

A revient sur le contexte de ce travail et sur ces objectifs. 

20

A. Contexte et objectifs 

Chapitre A – Contexte et objectifs 

I. L’infiltration des eaux pluviales en milieu urbain 

En milieu urbain, le recours à des techniques alternatives d’assainissement des eaux pluviales 

par infiltration est de plus en plus fréquent (Barraud et al., 2002). L’infiltration des eaux pluviales 

permet de réduire le volume d’eaux pluviales dans les réseaux d’assainissement, tout en assurant 

une fonction de recharge des nappes souterraines urbaines, très sollicitées. Parmi les techniques 

alternatives d’infiltration, les bassins de rétention-infiltration, souvent précédés d’un bassin de 

rétention, sont parmi les plus utilisés, notamment dans les zones périurbaines éloignées du réseau 

hydrographique (Dechesne et al., 2005). Les eaux pluviales véhiculent cependant une pollution 

accumulée d’abord dans l’atmosphère (15 à 25 % de la pollution contenue dans les eaux pluviales 

selon Chocat (1997)), puis lors du lessivage des polluants accumulés pendant les périodes de temps 

secs sur les surfaces imperméables, et enfin lors de leur transit dans les réseaux d’assainissement. 

Cette charge polluante (matière en suspension, métaux lourds, nutriments, sels , hydrocarbures, 

pesticides, …) présente un risque de dégradation du sol récepteur et des ressources en eau. Winiarski 

et al. (2006) ont ainsi mesuré des concentrations significatives de métaux lourds jusqu’à 1,5 m dans 

la zone non-saturée de bassins d’infiltration, et Malard et al. (2004) ont identifié une modification 

des caractéristiques (conductivité, oxygène dissous, température notamment) de la partie supérieure 

de la nappe sous-jacente au bassin d’infiltration suite à des épisodes pluvieux. 

C’est dans ce contexte d’évaluation des risques potentiels de dégradation du milieu naturel 

liés aux eaux pluviales qu’a été créé en 1999 l’Observatoire de Terrain en Hydrologie Urbaine (OTHU) 

dans la région lyonnaise. Cet observatoire de terrain regroupe actuellement 8 établissements de 

recherche (BRGM, Cemagref, Ecole Centrale de Lyon, ENTPE, INSA, Universités Lyon I, Lyon II et Lyon 

III). L’OTHU a pour but de recueillir des données in situ afin d’évaluer les risques environnementaux 

liés aux rejets urbains de temps de pluie, en vue de la protection et de la restauration des milieux 

récepteurs, et de proposer aux décideurs des éléments stratégiques de gestion des eaux pluviales et 

de conception des ouvrages d’assainissement (Barraud et al., 2002). Les objectifs de l’OTHU sont 

donc à la fois des objectifs d’amélioration des connaissances scientifiques sur les flux de rejets 

urbains de façon générale, mais également des objectifs de proposition et de développement de 

solutions applicables par les gestionnaires d’ouvrages d’assainissement. Cet observatoire intègre des 

données pluridisciplinaires, dans les domaines de la climatologie, l’hydrologie, l’hydraulique, la 

mécanique du sol, la chimie, la biologie, l’hydrobiologie, la sociologie ou l’économie. L’OTHU est 

financé notamment par le Grand Lyon, qui bénéficie des résultats et des propositions de stratégie de 

gestion émanant des différents travaux scientifiques. Les financements proviennent également de 

l’Agence de l’Eau Rhône Méditerranée Corse, des ministères de la Recherche et de l’Ecologie, du 

Développement et de l’Aménagement Durable, et de la région Rhône-Alpes, à travers notamment 

différents programmes de recherche (par exemple, le programme ANR ECOPLUIE). 

Les travaux de recherche s’articulent autour de quatre thèmes principaux, récapitulés dans le 

synoptique de la Figure 1 : 

- thème 1 : connaissance des flux entrants ; 

- thème 2: connaissance et maîtrise des flux produits ; 

- thème 3: connaissance et impact des flux rejetés ; 

- thème 4: métrologie des hydrosystèmes et méthodologies des observations. 

Les travaux présentés s’inscrivent dans le thème portant sur l’évaluation de l’impact des flux 

rejetés vers le milieu récepteur constitué du sous-sol et des eaux souterraines. Afin d’évaluer cet 

impact potentiel, il est dans un premier temps nécessaire de connaître les mécanismes d’écoulement 

21


et de transfert de polluants à travers la zone non-saturée sous-jacente aux ouvrages d’infiltration. 

Ces mécanismes dépendent fortement de la nature des sous-sols. En milieu urbain, la majorité des 

bassins de rétention-infiltration (qu’on appellera bassins d’infiltration par la suite) sont implantés sur 

des formations alluvionnaires, de type fluviatiles ou fluvioglaciaires. Lors du dimensionnement de ces 

ouvrages, l’approche hydrogéologique, consistant à considérer homogène ce type de formation, a 

été privilégiée. Cependant, cette approche, valable à l’échelle d’un bassin versant, ne l’est plus à 

l’échelle du bassin d’infiltration : les hétérogénéités de ces dépôts, tant texturales que structurales, 

peuvent être à l’origine d’un transport différentiel, conduisant à une contamination en profondeur 

des sous-sols ou des ressources en eaux souterraines. L’évaluation de l’impact des eaux pluviales 

passe donc par une meilleure connaissance des hétérogénéités des formations alluvionnaires. Ces 

hétérogénéités couvrent une large gamme d’échelles. Nous ne nous sommes intéressés qu’aux 

hétérogénéités ayant une influence à l’échelle de l’ouvrage urbain. 

Figure 1 : synoptique d'organisation des thèmes et sous thèmes de recherche de l’OTHU. En rouge, le sousthème 

sur lequel porte les travaux présentés. 

II. Les échelles d’étude d’un dépôt sédimentaire correspondant à 

l’échelle de l’ouvrage urbain 

De façon générale, les échelles de caractérisation des structures géologiques, ainsi que des 

propriétés hydrogéologiques correspondantes, sont définies suivant la taille des caractéristiques 

géologiques (approche de description statique), l’origine génétique (approche dynamique), et les 

volumes concernés par les mesures hydrogéologiques (approche analytique) (Koltermann et 

Gorelick, 1996). 

Klingbeil et al. (1999) propose une classification de 5 échelles d’observation distinctes, 

récapitulées dans le Tableau 1. Cette approche descriptive permet de disposer d’une terminologie 

d’échelle en fonction des dimensions caractéristiques des unités sédimentaires, appelées également 

formes de dépôt. 

Les éléments caractéristiques décrits par Klingbeil et al. (1999) vont du grain (échelle 

microscopique) au bassin sédimentaire (échelle gigascopique). Entre ces deux échelles extrêmes, les 

échelles mésoscopique (liée à l’échantillon, ou au lithofaciès), macroscopique (lié à l’élément 

architectural ou élément de dépôt) et mégascopique (lié au corps sédimentaire caractérisé sur un 

affleurement) complètent la classification. Un lithofaciès correspond à une unité sédimentaire 

homogène d’un point de vue génétique. Il s’agit donc d’une unité lithologique, dont les éléments 

constitutifs ont connu la même histoire de transport et de dépôt (Heinz et al., 2003). Une lentille de 

sable constitue par exemple un lithofaciès. A l’échelle macroscopique, l’élément architectural est 

22


associé à une unité sédimentaire tridimensionnelle caractérisée par un assemblage de lithofaciès, 

une géométrie externe et une stratification interne (Miall, 1999). Un élément architectural est le 

produit d’un processus particulier ou d’une suite de processus de dépôt. Un remplissage de 

paléochenal est un exemple d’élément architectural. Le lien entre lithofaciès et éléments 

architecturaux, mais également entre les différents éléments de la classification, montre qu’il existe 

une relation hiérarchique entre les formes de dépôts à différentes échelles. Il s’agit du concept de 

hiérarchie des tailles des formes de dépôt, développé par Miall (1988). Cette approche montre le lien 

fort existant entre les échelles spatiale et temporelle. La hiérarchie des tailles des formes de dépôt 

est contrôlée par la hiérarchie temporelle. A chaque forme de dépôt caractérisée à une échelle 

spatiale donnée, il est donc possible d’associer une échelle temporelle caractéristique de la durée de 

la genèse de cette forme de dépôt. 

Tableau 1 : échelles d’observation associées aux unités sédimentaires (d’après Klingbeil et al. (1999)). 

Echelle d’observation Eléments caractéristiques Dimensions caractéristiques 

Microscopique Pores et grains < décimètres 

Mésoscopique Echantillons, lithofaciès Centimétriques à métriques 

Macroscopique Elément architectural Métriques à décamétriques 

Mégascopique Corps sédimentaire Décamétriques à hectométriques 

Gigascopique Bassin sédimentaire > centaines de mètres 

Le rôle du sédimentologue est de décrire l’agencement spatial des structures sédimentaires, 

et de les relier à un processus génétique. L’hydrogéologue cherche quant à lui à identifier les unités 

au sein desquels les propriétés hydrogéologiques sont homogènes (Koltermann et Gorelick, 1996; 

Webb et Matthew Davis, 1998; Anderson et al., 1999). Les différentes unités sédimentaires peuvent 

ainsi être décrites en fonction de leurs propriétés hydrogéologiques (Heinz et Aigner, 2003b). Cette 

approche analytique a pour but de relier le volume de milieu poreux investigué par méthode 

hydrogéologique aux caractéristiques sédimentaires identifiables à l’échelle de cette investigation 

(Koltermann et Gorelick, 1996). 

Galloway et Sharp (1998) identifient ainsi les caractéristiques hydrogéologiques identifiables 

aux 5 échelles précédentes. Les échelles extrêmes correspondent aux hétérogénéités microscopiques 

et gigascopiques. Les premières s’étudient à l’échelle des grains et des pores en expériences de 

laboratoire. L’évaluation de propriétés étroitement corrélées, telles que la porosité, la géométrie des 

pores ou la texture des sédiments, permet la prédiction qualitative de propriétés hydrodynamiques, 

comme la conductivité hydraulique. Les hétérogénéités gigascopiques sont la traduction de 

l’évolution des systèmes de dépôts et des séquences stratigraphiques sur une durée de l’ordre de 1 

Ma. L’échelle gigascopique est celle de l’estimation des ressources en eau et des études régionales 

d’aquifères. Ces deux types d’échelle ne correspondent pas à l’échelle de l’ouvrage urbain, elles sont 

soit trop fines (échelle microscopique), soit trop larges (échelle gigascopique), pour décrire les 

processus du cycle hydrologique dans la zone non-saturée de l’interface ville-nappe. 

Les échelles intermédiaires, en revanche, sont liées aux études locales d’écoulement, et 

interviennent donc à l’échelle de l’ouvrage urbain. L’échelle mésoscopique reflète les 

caractéristiques des lithofaciès, comme par exemple la stratification sédimentaire. La mesure de la 

conductivité hydraulique ou de la dispersivité d’un lithofaciès se fait à cette échelle. L’anisotropie de 

la conductivité hydraulique est dépendante des stratifications, et est donc très structurée. Les 

grandeurs caractéristiques à cette échelle sont d’ordre centimétrique à métrique. Cette échelle 

correspond aux plus petites unités hydrogéologiques caractérisables (Anderson, 1989). Les lithofaciès 

peuvent agir en tant que chemins préférentiel d’écoulement (Heinz et Aigner, 2003b). Les lithofaciès 

peuvent être décrits sur le terrain, et étudié en laboratoire. Les études de laboratoire sont 

typiquement des études en colonnes, où les écoulements sont considérés en une dimension. 

23


Les caractéristiques macroscopiques incluent l’agencement interne des structures 

macroscopiques (éléments architecturaux), la distribution des conductivités hydrauliques verticales 

et latérales (pouvant changer de façon abrupte à la frontière entre deux lithofaciès), la stratification 

(reflétant l’organisation spatiale des lithofaciès). C’est à cette échelle que l’hétérogénéité doit être 

délimitée et quantifiée, afin de prédire les écoulements. A cette échelle locale, l’hydrogéologue 

s’intéresse typiquement aux écoulements et aux flux de contaminants. Les grandeurs 

caractéristiques à cette échelle sont métriques à décamétriques. Les écoulements et les flux à cette 

échelle sont généralement considérés en 3 dimensions. 

Ces deux dernières échelles constituent des échelles d’étude à privilégier à l’échelle de 

l’ouvrage. L’échelle mégascopique permet quant à elle d’améliorer la compréhension des 

hétérogénéités sédimentaires décrites aux échelles inférieures, via la connaissance d’un 

environnement de dépôt. L’échelle mégascopique correspond à l’échelle des systèmes d’écoulement 

locaux à régionaux. Cette échelle intervient dans l’évaluation et la gestion des ressources en eau des 

aquifères, ainsi que l’évaluation de pollutions sur le long terme. 

Dans une optique de compréhension des flux d’eau et de polluants dans la zone non-saturée, 

l’étude d’un dépôt fluvioglaciaire à l’échelle de l’ouvrage doit donc se faire aux échelles du lithofaciès 

et de l’élément architectural (échelles mésoscopique et macroscopique). L’échelle mégascopique 

permet de comprendre ces processus à une échelle plus large, intégrant les informations obtenues 

aux échelles inférieures. Par exemple, les temps d’arrivées d’eau de la surface à la nappe par 

infiltration peuvent être étudiés à cette échelle, et doivent prendre en compte les informations sur 

les écoulements préférentiels caractérisés aux échelles méso- et macroscopique. 

Une synthèse des échelles de caractérisation a notamment été proposée par Heinz et Aigner 

(2003b). Cette synthèse est reprise en partie dans le Tableau 2. Ce tableau renvoie aux différentes 

échelles de caractérisation, notamment aux échelles mésoscopique, macroscopique et 

mégascopique correspondants à l’échelle de l’ouvrage urbain, ainsi qu’aux unités stratigraphiques et 

hydrogéologiques associées, et aux outils d’investigation correspondant. Les outils géophysiques 

constituent des outils privilégiés pour l’étude des hétérogénéités sédimentaires à l’échelle de 

l’ouvrage. Ce travail s’est appuyé sur ces outils, via une approche hydrogéophysique. 

III. L’approche hydrogéophysique 

La caractérisation des processus d’écoulement dans la zone non-saturée de bassin 

d’infiltration requiert la connaissance des hétérogénéités texturales, structurales et 

hydrodynamiques d’un dépôt sédimentaire aux échelles pertinentes à l’échelle de l’ouvrage urbain, 

c’est-à-dire aux échelles mésoscopique (échelles du lithofaciès) et macroscopique (échelle de 

l’élément architectural). Les techniques classiques d’investigation ne sont pas adaptées à ces 

échelles. Les essais de pompage fournissent par exemple des paramètres effectifs à une échelle plus 

large que les longueurs typiques des structures sédimentaires (Beres et al., 1999; Klingbeil et al., 

1999; Regli et al., 2002). De plus, les discontinuités latérales fréquentes à ces échelles rendent 

difficile l’interpolation entre les informations ponctuelles obtenues par carottage. Au cours de la 

dernière décennie, le développement d’une nouvelle discipline, l’hydrogéophysique, a permis 

d’améliorer la caractérisation des unités hydrogéologiques à une échelle fine. Le terme 

hydrogéophysique est une contraction de l’anglais signifiant « géophysique appliquée à 

l’hydrogéologie ». Il s’agit donc d’une branche particulière de la géophysique appliquée aux études 

hydrogéologiques. L’hydrogéophysique se distingue ainsi d’autres types d’investigations 

géophysiques ayant par exemple pour application le génie civil, la géoarchéologie, la glaciologie ou 

l’environnement, bien que les méthodes employées soient identiques (Hubbard et Rubin, 2005). 

24

Chapitre A - Contexte et objectifs 

Tableau 2 : synthèse des échelles spatiale et temporelle d’unités stratigraphiques, et des propriétés physiques et hydrodynamiques associées, ainsi que des objets 

et outils d’analyse correspondants (d’après Miall (1988) et Heinz et Aigner (2003b)). La zone grisée correspond à l’intersection entre la typologie d’échelle établie 

et l’échelle de l’ouvrage urbain. 

Echelle 

Unité 

stratigraphique 

Dimensions 

caractéristiques 

Microscopique Grains et pores < décimètre 

Mésoscopique 

Macroscopique 

Mégascopique 

Gigascopique 

Lithofaciès 

Eléments de 

dépôt (ou 

éléments 

architecturaux) 

Corps 

sédimentaire 

Séquence 

génétique 

Remplissage de 

bassin 

sédimentaire 

Décimétriques à 

métriques 

Métriques à 

décamétriques 

extension 

latérale de 

l’ordre de 10 m 

à 10 km, 

épaisseur décamétrique 

extension 

latérale de 

l’ordre de 10 1 – 

10 2 km, 

épaisseur de 

l’ordre de 10 1 – 

10 3 m 

Echelle 

hydrogéologique 

associée 

Type d’application 

hydrogéolo-gique associée 

25 

Flux 

considérés 

Laboratoire Colonne (estimation Ks) 1D 

Locale 

Régionale 

Ecoulements, transferts de 

polluant et de chaleur 

Evaluation et gestion des 

ressources en eau d’un 

aquifère (échelle du champ 

captant), écoulement 

régionaux d’aquifère, 

évaluation de la pollution à 

long terme 

3D 

2D 

Propriétés étudiées Objets et outils d’analyse 

Minéralogie, granulométrie, morphologie 

(sphéricité, angularité, texture de surface), 

surface spécifique, teneur en matière 

organique 

Fabrique (support clastique/matriciel), 

granoclassement, classement 

granulométrique, stratifications internes, 

granulométrie 

Conductivité hydraulique, porosité 

Forme (forme générale, dimensions : 

longueur, largeur, épaisseur), surface 

frontière, structure sédimentaire interne, 

composition interne de lithofaciès 

Distribution locale des perméabilités, 

longueurs de corrélation hydraulique, 

connectivité des unités perméables 

Reconstitution de la combinaison de 

processus sédimentaires à l’origine du corps 

sédimentaire 

Etude de l’influence sur les écoulements 

locaux à régionaux 

Dynamiques glaciaires, indépendantes des 

environnements de dépôts locaux 

Aquifères majeures 

Enregistrement de la distribution 3D des 

séquences et corps sédimentaires, contrôlée 

par les cycles glaciaires 

Echantillons 

Affleurement, carottes 

Code de classification sédimentologique, 

analyses granulométriques 

Essais in situ : essais Beerkan, pneumatic 

tests (Klingbeil, 1998) ; Essais en 

laboratoire : essais en colonne 

Affleurement 

Analyses des éléments architecturaux en 

3D afin de reconstruire les anciens 

systèmes fluviatiles 

Outils géophysiques : radar géologique, 

résistivité électrique 

Affleurements, carottage 

Outils géophysiques : radar géologique, 

sismique, tomographie électrique 

Etude d’affleurement analogue 

Essais de pompage 

Carottages 

Profils sismiques 

Profils sismiques


L’hydrogéophysique vise à améliorer la compréhension des systèmes hydrogéologiques 

(hétérogénéités et propriétés hydrogéologiques à différentes échelles), afin par exemple d’estimer la 

recharge des ressources en eau souterraine ou de modéliser le transport de contaminants (Hubbard 

et Rubin, 2005). Cette discipline s’est développée pour fournir des informations quantitatives sur les 

paramètres hydrodynamiques de la subsurface utilisables comme paramètres d’entrée dans des 

modèles d’écoulement ou de transport de contaminants (Hubbard et Rubin, 2005). 

Une première approche largement utilisée consiste à partir des signaux géophysiques 

mesurés à estimer directement les propriétés hydrodynamiques par l’intermédiaire de relations 

pétrophysiques, reliant les données géophysiques aux propriétés hydrogéologiques (la teneur en eau 

par exemple). Hubbard et Rubin (2005) listent les méthodes géophysiques utilisées dans le cadre de 

cette approche, en fonction des objectifs fixés pour l’étude. Les méthodes les plus couramment 

utilisées sont la tomographie électrique de surface ou en forage, les méthodes sismiques, le radar 

géologique de surface ou en forage. La plupart des études sont réalisées en zone saturée, et peu 

d’études s’intéressent à la caractérisation des propriétés hydrogéologiques de la zone non-saturée. 

L’estimation de la teneur en eau en zone non-saturée a été par exemple réalisée par radar 

géologique (van Overmeeren et al., 1997; Grote et al., 2003; Huisman et al., 2003; Lunt et al., 2005), 

par résistivité électrique (Banton et al., 1997; Yeh et al., 2002), ou par la combinaison des deux 

méthodes (Dannowski et Yaramanci, 1999). Cette approche hydrogéophysique présente souvent le 

problème de l’incertitude et de la non-unicité potentielle de la relation entre propriétés 

géophysiques et hydrogéologiques (Hubbard et al., 1997; Hyndman et Tronicke, 2005). 

Hubbard et Rubin (2005) définissent une seconde approche hydrogéophysique connue sous 

le nom d’hydrogeological mapping, et visant à caractériser les unités hydrogéologiques à l’échelle 

locale. Cette approche consiste à déduire des mesures géophysiques des informations sur la 

géométrie des unités et des interfaces de la subsurface. Des propriétés hydrodynamiques sont 

ensuite associées à chaque unité caractérisée. L’analyse sédimentologique est primordiale dans 

l’interprétation de profils géophysiques mesurés sur des dépôts sédimentaires (Fraser et Davis, 

1998). Cette analyse permet de comprendre le paléoenvironnement de dépôt d’une formation 

sédimentaire, et ainsi de développer des modèles représentant de façon réaliste et continue dans 

l’espace les faciès sédimentaires, c’est-à-dire les géométries, les caractéristiques des interfaces et les 

hétérogénéités des aquifères ou des zones non-saturées. A ces faciès sédimentaires, caractérisés par 

mesures géophysiques, associées à des données directes provenant d’affleurements ou de 

carottages, sont substitués des faciès hydrogéologiques, caractérisés par des propriétés 

hydrodynamiques homogènes. Ces propriétés sont caractérisées par méthodes hydrogéologiques, 

sur le terrain ou en laboratoire. 

C’est cette dernière approche qui a été utilisée au cours de cette thèse. Nous avons utilisé 

cette approche afin de définir un modèle hydrostratigraphique réaliste de la zone non-saturée du 

bassin d’infiltration étudié, à partir d’une information sédimentologique détaillée sur la structure 

sédimentaire du dépôt sous-jacent au bassin d’infiltration aux échelles du lithofaciès et de l’élément 

architectural, d’une investigation géophysique à la résolution correspondant à ces échelles, et d’une 

caractérisation des propriétés hydrodynamiques à l’échelle du lithofaciès. 

IV. Objectifs et démarche générale 

IV.1. Objectifs 

L’objectif est tout d’abord de caractériser les hétérogénéités sédimentaires et 

hydrodynamiques du dépôt fluvioglaciaire de l’Est lyonnais, aux échelles du lithofaciès et de 

l’élément architectural, correspondant à l’échelle de l’ouvrage urbain. Il s’agit de définir un modèle 

26


hydrostratigraphique représentatif de ces hétérogénéités, et traduisant le comportement 

hydrodynamique du dépôt fluvioglaciaire en conditions non-saturées. 

Cette caractérisation hydrostratigraphique nous a amené dans un deuxième temps à étudier 

l’influence de ces hétérogénéités sur l’écoulement dans la zone non-saturée sous-jacente à un bassin 

d’infiltration d’eaux pluviales. L’objectif est en particulier d’évaluer la présence de chemins 

préférentiels d’écoulement lors des phases d’infiltration d’eaux pluviales. 

Afin de définir un modèle hydrostratigraphique réaliste, nous avons utilisé une approche 

hydrogéophysique d’hydrogeological mapping. La démarche générale, développée ci-dessous, a ainsi 

été évaluée en tant qu’approche utilisable pour la détermination d’unités hydrogéologiques de 

dépôts superficiels, pertinentes à l’échelle de l’ouvrage urbain. 

IV.2. Démarche générale et organisation de la thèse 

La démarche générale de la thèse suit le schéma proposé ci-dessous ( Figure 2). 

Il s’agit dans un premier temps de caractériser de façon détaillée l’architecture sédimentaire 

du dépôt fluvioglaciaire sous-jacent au bassin d’infiltration. Une étude sédimentologique du dépôt 

fluvioglaciaire a donc été réalisée, afin de mettre en évidence une typologie locale des lithofaciès et 

éléments architecturaux fluvioglaciaires. Une interprétation paléoenvironnementale a été proposée. 

L’interprétation de ces unités sédimentaires a été facilitée par l’étude de dépôts fluvioglaciaires 

actuels, analogues à celui de l’Est lyonnais. Cette étude sédimentologique est présentée au Chapitre 

B. 

Cette information sédimentologique, correspondant à une information directe (hard data) 

mais ponctuelle, a été utilisée pour calibrer les méthodes géophysiques utilisées, à savoir le radar 

géologique et le profilage électrique, qui fournissent une information continue mais indirectement 

corrélée aux hétérogénéités sédimentaires (soft data). Une typologie des faciès géophysiques a 

ensuite été établie sur la base de ce calibrage. Cette typologie a été utilisée pour définir un modèle 

stratigraphique en trois dimensions du dépôt fluvioglaciaire, de résolution mésoscopique (échelle du 

lithofaciès), et au niveau d’une parcelle élémentaire du bassin d’infiltration. Les résultats concernant 

cette étude géophysique sont présentés au Chapitre C. 

Afin de définir un modèle hydrostratigraphique traduisant le comportement 

hydrodynamique du dépôt fluvioglaciaire en zone non-saturée, une caractérisation des propriétés 

hydrodynamiques caractéristiques associées aux lithofaciès fluvioglaciaires a été réalisée. Cette 

caractérisation a été effectuée sur des lithofaciès présents en surface de dépôts fluvioglaciaires 

actuels, dont l’analogie sédimentaire avec les lithofaciès de l’Est lyonnais a été vérifiée (Chapitre B). 

L’utilisation d’une méthode in situ (méthode BEST) et d’un modèle prédictif (modèle d’Arya et Paris) 

a permis de déterminer les courbes de rétention capillaire et de conductivité hydraulique de chaque 

lithofaciès de la typologie. Des hydrofaciès modèles, représentatifs du comportement 

hydrodynamique en zone non-saturée du dépôt fluvioglaciaire étudié, ont été définis. La 

comparaison de profils hydriques mesurés expérimentalement dans la zone non-saturée du bassin à 

des profils hydriques modélisés à partir du modèle hydrostratigraphique ainsi défini a permis 

d’évaluer ce modèle. La caractérisation des hydrofaciès modèles fait l’objet du Chapitre D. 

27


28 

Figure 2 : méthodologie générale de la thèse


Enfin, le Chapitre E est consacré à l’étude de l’influence des hétérogénéités du dépôt 

fluvioglaciaire sur l’écoulement dans la zone non-saturée sous-jacente au bassin d’infiltration. Les 

flux préférentiels d’écoulement susceptibles de se produire lors des phases d’infiltration d’eaux 

pluviales ont été déterminés. 

V. Description sommaire du site étudié 

Le site étudié est un bassin d’infiltration situé à l’Est de l’agglomération lyonnaise, dans la 

commune de Chassieu. Ce bassin d’infiltration recueille les eaux pluviales provenant d’un bassin 

versant constitué par une zone industrielle d’une superficie de 185 ha, située au sud de Chassieu 

(Figure 1). Le bassin versant est imperméabilisé à 75 %, il est équipé d'un réseau séparatif. Le bassin 

d’infiltration, d’une surface d’1 ha, est creusé dans des alluvions fluvioglaciaires dont la conductivité 

hydraulique saturée moyenne varie entre 7.10 -3 et 9.10 -3 m.s -1 (BURGEAP, 1995). Ces alluvions 

surmontent un substratum molassique tertiaire situé à environ 35 m de profondeur. Une description 

géologique plus complète des dépôts quaternaires de l’Est lyonnais est donnée dans le Chapitre B. 

La nappe se situe à une profondeur de 13 m sous la surface infiltrante du bassin. Le bassin 

d’infiltration est précédé par un bassin de rétention-décantation, qui assure la décantation des 

matières en suspension. Le bassin d’infiltration est communément appelé bassin Django Reinhardt. 

Par la suite, nous utiliserons l’abréviation bassin DjR lorsque nous y ferons référence. 

Figure 3 : a) situation des bassins de rétention/décantation et d’infiltration dans la zone industrielle située au 

sud de la ville de Chassieu à l’Est de l’agglomération lyonnaise. b) Photo aérienne (image Google Earth de 

2007) et c) principe de fonctionnement des deux bassins. 

29


Notons que les bassins de rétention/décantation et d’infiltration actuels sont le résultat 

d’une réhabilitation datant du début de l’année 2002 d’un site constitué par un bassin de rétention, 

un bassin d'infiltration et un bassin d'infiltration/rétention. La réhabilitation fait suite notamment à 

un colmatage important du bassin d’infiltration (accumulation d’une couche de sédiments urbains de 

plusieurs centimètres d’épaisseur en surface, contamination du dépôt fluvioglaciaire sur une 

épaisseur de plusieurs dizaines de centimètres). 

Par la suite, nous distinguerons trois zones dans le bassin d’infiltration (Figure 4). La zone 

nord-ouest sera appelée zone A, la zone nord-est zone B, et la zone la plus au sud zone C. 

Figure 4 : division de la surface du bassin d’infiltration en trois zones, notées zones A, B et C du nord vers le 

sud. 

30

Chapitre B : Caractérisation sédimentaire de dépôts fluvioglaciaires : relation entre genèse et hétérogénéité 

B. Caractérisation sédimentaire de dépôts fluvioglaciaires : relation 

entre genèse et hétérogénéité 

I. Hétérogénéités sédimentaires des dépôts fluvioglaciaires 

Les dépôts fluvioglaciaires représentent une part importante des formations quaternaires, et 

sont parmi les aquifères les plus répandues et productives des bassins sédimentaires quaternaires en 

Europe (Zappa et al., 2006). Ces dépôts connaissent une forte pression anthropique (Biasioli et al., 

2006). A titre d’exemple, 72 % de la population du bassin versant du Rhône vit sur des dépôts 

fluviatiles et fluvioglaciaires, qui ne représentent que 25 % de la surface totale du bassin versant 

(Arambourou, 2007). Limiter l’impact des activités anthropiques sur ces dépôts passe tout d’abord 

par une bonne connaissance de leur structure sédimentaire, afin notamment d’améliorer la gestion 

des ressources en eau souterraine, de comprendre les mécanismes de transferts de polluants en vue 

d’une remédiation adaptée, ou encore d’optimiser l’exploitation de ces dépôts en tant que granulats 

dans des carrières ou des gravières (Kostic et al., 2007). Cette organisation structurale est liée à la 

genèse de ces formations. La connaissance des processus de transport et de sédimentation de ces 

dépôts est une clé pour la compréhension de leur architecture. 

Les dépôts fluvioglaciaires sont mis en place par des systèmes fluviatiles en tresse (Smith, 

1985; Reading, 1996). Cette sédimentation est commune à d’autres types de dépôts sédimentaires, 

comme les cônes alluviaux ou les dépôts alluvionnaires grossiers (Smith, 1985). Dans un premier 

temps, nous caractériserons les dépôts associés à ce type de système fluviatile, et nous verrons 

quelle est la spécificité des dépôts fluvioglaciaires (I.1). Les formes de dépôts et faciès sédimentaires 

associés aux plaines d’épandage fluvioglaciaire seront décrites dans un deuxième temps (I.1.2). Enfin, 

une typologie des hétérogénéités sédimentaires, basée sur la description sédimentologique de 

dépôts fluvioglaciaires quaternaires, sera proposée (I.3). 

I.1. Les formations fluvioglaciaires : des dépôts de systèmes fluviatiles en 

tresse 

I.1.1. Caractéristiques générales d’un système fluviatile en tresse 

Un système fluviatile est caractérisé par la forme de ses chenaux. Celle-ci varie depuis le type 

rectiligne, à dynamique d’écoulement modérée, jusqu’au type en tresse, à morphologie très instable 

(Figure 5). Les types intermédiaires correspondent aux méandres fluviatiles et aux chenaux 

anastomosés. Les systèmes rectiligne et en méandres sont associés à une sédimentation dans un 

chenal unique, plus ou moins sinueux, alors que la sédimentation liée aux chenaux en tresse et 

anastomosés se produit dans un environnement à chenaux multiples (Cojan et Renard, 1999). 

La Figure 6 présente des modèles de ces différents systèmes, ainsi que les caractéristiques 

physiques liées à la forme des chenaux et aux types de dépôt associés. Les systèmes en tresse se 

retrouvent dans des environnements sédimentaires variés, allant des dépôts grossiers (par exemple, 

le système Upper Scott en Alaska) à des dépôts majoritairement sableux (par exemple, le système 

Brahmapoutre en Inde). La Photo 1 illustre l’exemple du système de chenaux en tresse de la Scott 

River en Alaska. 

31


Figure 5 : types de systèmes fluviatiles et caractéristiques principales des chenaux 

Figure 6 : systèmes fluviatiles modèles et caractéristiques physiques associées. Les systèmes en tresse sont 

entourés en rouge. D’après Reading (1996). 

32


Les caractéristiques principales d’un système en tresse sont la stabilité faible à modérée et 

un ratio largeur/profondeur élevé des chenaux, une faible sinuosité, et un débit irrégulier. Le 

transport sédimentaire se fait par charge de fond ou mixte (charge de fond et charge en suspension). 

La sédimentation donne lieu à la présence de bancs ou barres, constituant des accumulations de 

sables, graviers ou galets, formant relief dans un chenal. L’évolution du système se traduit par la 

migration latérale ou vers l’aval des chenaux et des barres. La grande majorité des barres sont des 

corps sédimentaires complexes, résultant de plusieurs phases d’érosion et de dépôt dépendant de la 

fluctuation du courant. La stratification engendrée est généralement entrecroisée. 

Photo 1 : exemple du système en tresse de la plaine d’épandage de la Slims River (Canada) 

I.1.2. Le cas des dépôts fluvioglaciaires 

Les dépôts fluvioglaciaires sont mis en place dans les zones actives des plaines alluviales en 

aval des marges glaciaires, appelées plaine d’épandage fluvioglaciaire ou sandur (de l’islandais 

signifiant sand plain - plaine de sable ; Figure 7). La sédimentation est une sédimentation de système 

fluviatile à chenaux en tresse (Smith, 1985; Maizels, 1995; Reading, 1996). 

Figure 7 : positionnement des plaines d’épandage fluvioglaciaire au sein des environnements glaciaires. 

D’après Reading (1996). 

33


Les origines du caractère tressé des chenaux des sandurs sont complexes et 

interdépendantes (Smith, 1985). Les explications avancées sont notamment l’alimentation 

abondante d’une charge de fond grossière (graviers et éléments plus grossiers) par le produit de 

l’érosion glaciaire, renforcée par les niveaux d’eau fluctuant dus à des débits variables d’eaux de 

fonte glaciaire (variation saisonnière ou dépendante de la météorologie) et à la position changeante 

de la marge glaciaire, une pente forte et des chenaux peu profonds, ainsi que l’absence de 

végétations sur les berges contribuant à leur instabilité (Smith, 1985; Reading, 1996). Notons que ces 

paramètres ne sont pas nécessaires pour initier un système en tresse de façon générale (Bridge et 

Lunt, 2006). La sédimentation dans un sandur est également influencée par la présence de blocs de 

glace enfouis dans les sédiments (à l’origine de kettles), et se caractérise par la faible proportion de 

particules fines (Smith, 1985; Reading, 1996). 

Les propriétés physiques caractéristiques des systèmes en tresse des sandurs sont détaillées 

ci-après. Le lien entre ces propriétés et les hétérogénéités à différentes échelles est ensuite explicité. 

I.1.2.a. Propriétés caractéristiques des épandages fluvioglaciaires 

I.1.2.a.i. Fluctuations des débits d’eaux de fonte 

Les entrées d’eaux de fonte glaciaire dans l’environnement proglaciaire sont caractérisées 

par une forte variabilité du débit, régulière et irrégulière (Maizels, 1995). Les variations régulières de 

débit se font à des échelles de temps différentes, elles traduisent les variations diurnes, saisonnières, 

ainsi que les périodes d’avancée et de retrait de la marge glaciaire (Smith, 1985; Maizels, 1995). 

A ces variations régulières peuvent être surimposées des épisodes de forts débits irréguliers 

dans le temps. Ces épisodes sont souvent associés aux orages d’été ou d’automne, particulièrement 

ceux se produisant après une période de forte chaleur (Maizels, 1995). Ces débits intenses générés 

par les précipitations conduisent aux crues d’eaux de fonte les plus fortes (Maizels, 1995). Certains 

épisodes de crues à débit exceptionnels, appelés Jökulhlaups, correspondent à une très forte charge 

sédimentaire et produisent des dépôts spécifiques (Russell et al., 2001; Magilligan et al., 2002). 

Maizels (1995) rapporte par exemple des débits de 40000 m 3 /s pour des jökulhlaups enregistrés dans 

la zone proglaciaire du Vatnajökull en Islande. 

L’hydrologie des sandurs est donc très variable temporellement. Cette variabilité a un impact 

sur la sédimentation dans la zone proglaciaire. Lorsque le débit est faible, les eaux de fonte sont 

restreintes à un réseau de quelques chenaux interconnectés, n’influençant que très peu les 

structures émergées des sandurs. Cette phase de débit n’a pas de contribution significative à la 

morphologie générale. A débit intermédiaire, la plaine d’épandage est partiellement inondée, et la 

morphologie des sandurs est localement remodelée par le nouveau système de chenaux mis en 

place. A fort régime d’écoulement, l’ensemble de la plaine d’épandage est recouverte par les eaux de 

fonte. L’écoulement est très compétent, et détruit le réseau de chenaux existant, ainsi que les 

structures de dépôts associées. Un réseau complètement remodelé est attendu lors de la phase de 

vannage suivant un événement à fort débit d’eaux de fonte (Siegenthaler et Huggenberger, 1993). 

I.1.2.a.ii. Charge sédimentaire élevée 

La charge sédimentaire caractérise la quantité d’éléments détritiques transportés par les 

eaux de fonte. La charge sédimentaire élevée des chenaux de sandur s’explique par la disponibilité 

d’un point de vue érosion/transport des matériaux détritiques faiblement consolidés, produits de 

l’érosion glaciaire. L’abondance de sédiments glaciaires facilement mobilisables est la cause d’un 

transport et d’un taux de sédimentation bien plus élevé que durant des périodes interglaciaires. 

Ainsi, le débit de sédiment, durant les périodes glaciaires et pour un temps substantiel après ces 

34


périodes, n’a pas de comparaison avec les taux de sédimentation actuels. Smith (1985) distingue la 

période proglaciaire de la période paraglaciaire. La première correspond à la phase de déglaciation, 

pendant laquelle la charge sédimentaire est la plus élevée mais décroît rapidement. L’accumulation 

de sédiments est la plus forte durant cette période. Pendant la période paraglaciaire, la décroissance 

de la charge sédimentaire suit une allure asymptotique. 

Les types de sandur 

I.1.2.a.iii. Morphologie des sandurs 

Il existe deux types de sandurs : les sandurs de vallée et les sandurs de plaine. Les premiers 

sont généralement associés aux glaciers de cirque ou de vallée. Ces sandurs remplissent les 

dépressions laissées en aval du front glaciaire. Leur topographie est relativement plane, cachant les 

irrégularités sous-jacentes du bedrock, ou des formes de modelés glaciaires comme les moraines, les 

eskers, les drumlins ou les kames (Maizels, 1995). Elles sont formées par un chenal principal en fond 

de vallée, auquel sont connectés de multiples chenaux secondaires. Des exemples modernes sont 

nombreux dans les vallées des chaînes montagneuses englacées (par exemple, le sandur de la Scott 

River en Alaska). Les sandurs de plaines sont quant à eux plus larges que les sandurs de vallée, et 

sont associés aux calottes glaciaires. L’organisation des chenaux au sein de ces sandurs correspond à 

plusieurs systèmes en tresse, à l’origine du dépôt de sédiments sur une large surface. Des analogues 

modernes sont les sandurs des plaines côtières du sud de l’Islande, une partie du sud-ouest de 

l’Alaska ou l’ouest du Groënland (Maizels, 1995). Le sandur le plus étendu est celui du 

Skeidararsandur en Islande. Son front glaciaire est large de 40 km, et la zone proglaciaire située entre 

le front glaciaire et la mer s’étend sur 30 km. Les plaines d’épandage du Pléistocène, dont celles 

présentent devant les inlandsis eurasien ou laurentien en Amérique du Nord, étaient plus étendues 

(Maizels, 1995). Au dernier maximum glaciaire, le front du lobe lyonnais du glacier du Rhône 

s’étendait par exemple sur plus de 100 km (Buoncristiani et Campy, 2004), et la plaine d’épandage 

proglaciaire s’étendait sur une vingtaine de kilomètres. 

Evolution du système de chenaux en fonction de la distance à la marge glaciaire 

Trois zones plus ou moins distinctes peuvent être distinguées au sein de la surface d’un 

sandur (Figure 8). Ces zones sont reliées à la distance par rapport à la marge glaciaire. Ce sont les 

zones proximale, intermédiaire, et distale. 

Figure 8 : évolution de l’environnement de dépôt en fonction de la distance à la marge glaciaire. D’après 

Campy et Macaire (2003). 

La zone proximale est la zone la plus proche de la marge glaciaire. Elle contient les chenaux 

d’eaux de fonte, en faible nombre. Ces chenaux sont étroits et profonds, et incisent fortement les 

sédiments dans lesquels ils se sont développés (Smith, 1985). Cette incision est le produit de 

l’accommodation de la pente du cours d’eau vers un régime d’écoulement et une charge 

sédimentaire normale. Cette incision limite donc la formation de chenaux en tresse. Les chenaux de 

la zone proximale sont essentiellement caractérisés par un transport de la charge de fond graveleuse. 

35


Cette zone accumule principalement les sédiments charriés par le glacier ou apportés par des crues 

d’eaux de fonte. La zone proximale peut contenir des blocs de glace enfouis, conduisant à la 

formation de kettles (kettled sandur). 

La zone intermédiaire se caractérise par un réseau de larges chenaux en tresse peu profonds 

et distincts. Leur position est très changeante. A débit normal (hors crues d’eaux de fonte), une large 

partie de l’épandage fluvioglaciaire est constituée par un réseau de chenaux abandonnés. La partie 

active n’occupe qu’une faible partie de la plaine d’épandage. 

Enfin, la zone distale se caractérise par un réseau mal défini de chenaux peu profonds. Cette 

zone est souvent en contact avec un lac ou une mer. En cas de crue, les eaux recouvrent la totalité de 

la plaine d’épandage, ce qui conduit à une immersion des barres sableuses. Des sables de nature 

éolienne peuvent recouvrir les zones distales non-actives d’un sandur (Smith, 1985) ou les 

environnements côtiers (Maizels, 1995). 

Excepté pendant les phases de fort régime d’écoulement, une grande partie de la plaine 

d’épandage reste inactive. Certaines zones peuvent ainsi se végétaliser, ou être soumises à une 

déflation (érosion éolienne) et à la formation de dunes. Ces phénomènes dépendent des variations 

climatiques et de la vitesse d’érosion des chenaux proglaciaires, qui, par leur fluctuation, balayent la 

plaine d’épandage. 

I.1.2.b. Les hétérogénéités liées aux propriétés caractéristiques des 

épandages fluvioglaciaires 

L’analyse des propriétés caractéristiques des sandurs met en évidence des hétérogénéités 

propres aux dépôts fluvioglaciaires à différentes échelles. 

Tout d’abord, une hétérogénéité liée au type de sandur existe à l’échelle large du bassin 

sédimentaire. A cette même échelle, le changement de morphologie entre les zones proximales et 

distales induit une évolution de la granulométrie moyenne des éléments détritiques et une 

hétérogénéité des séquences sédimentaires. La granulométrie moyenne tend à décroître au fur et à 

mesure de l’éloignement du front glaciaire. L’allure de cette décroissance est approximativement 

exponentielle. La vitesse de décroissance de la granulométrie est cependant très variable d’un 

sandur à l’autre (Figure 9), et peut occasionnellement ne pas être observée (Smith, 1985). Le 

gradient granulométrique est d’autant plus fort que le taux d’aggradation proximal, lié à la fréquence 

des crues d’eaux de fonte, est élevé (Smith, 1985). 

Figure 9 : Variation de la taille de grain maximale (axe le plus long) en fonction de la distance au front 

glaciaire de sept plaines d’épandage fluvioglaciaire actives. Les sandurs des glaciers Giga et Skeidara sont 

islandais, les autres sont localisés au sud-est de l’Alaska. D’après Smith (1985). 

36


L’évolution de cette granulométrie moyenne se reflète dans celle des séquences de dépôt. 

Les séquences sédimentaires verticales des dépôts fluvioglaciaires sont classiquement représentées 

par trois séquences types, correspondant à l’éloignement progressif des environnements de dépôts 

par rapport au front glaciaire (Reading, 1996) : le type Scott (environnement proximal à fort régime 

d’écoulement), le type Donjek (environnement intermédiaire à charge de fond grossière) et le type 

Platte (environnement distal de dépôt à dominante sableuse). La Figure 10 synthétise ces trois 

séquences types. Les séquences type Scott et Platte sont référencées sur la Figure 6. 

Le type Scott a été décrit à partir de l’épandage fluvioglaciaire de la Scott River en Alaska. La 

séquence type est dominée par des dépôts à granulométrie grossière, qui représentent des 

sédiments de crues (Cojan et Renard, 1999). Les graviers représentent une fraction supérieure à 90% 

de la séquence (Cojan et Renard, 1999). Les faciès les plus fins s’accumulent lors des phases de 

décrues ou d’étiage. Le type Donjek est caractéristique des rivières en tresse composées de chenaux 

et de zones surélevées au-dessus du niveau de l’eau (Cojan et Renard, 1999). La charge de fond est 

sablo-graveleuse. Les graviers représentent 10 à 90% de la séquence (Cojan et Renard, 1999). Les 

cycles grano-décroissants débutent par des faciès grossiers de barres de graviers. Les zones 

surélevées ne reçoivent de sédiments que lors de crues et les parties hautes couvertes de 

végétations retiennent les particules fines. Enfin, la séquence type Platte, en référence à la Platte 

River au Canada, est caractéristique de dépôts à dominante sableuse, mis en place dans des chenaux 

très larges et peu profonds, sans différenciation nette entre les chenaux et les zones surélevées 

(Cojan et Renard, 1999). 

Figure 10 : séquences verticales typiques d’un dépôt fluvioglaciaire, suivant l’environnement de dépôt : a) 

proximal (type Scott), b) intermédiaire (type Donjek), c) distal (type Platte). D’après Miall (1978). 

L’analyse des séquences sédimentaires montre tout d’abord une hétérogénéité liée aux 

éléments de dépôts. Par exemple, les cycles grano-décroissants du type Scott traduisent la migration 

de barre de graviers, ceux du type Donjek des remplissages de chenaux. Cette hétérogénéité est 

d’ordre macroscopique (échelle de l’élément architectural). Les séquences sédimentaires mettent 

également en évidence une hétérogénéité mésoscopique liée aux différentes unités lithologiques, 

37


caractérisées par leur distribution granulométrique. La gamme de variation granulométrique des 

sédiments fluvioglaciaires s’étale en effet des sables fins aux graviers grossiers (Maizels, 1995). La 

fraction granulométrique la plus fine, composées des argiles et des silts, est lessivée par les eaux de 

fonte et ne représente pas plus de 5% (Maizels, 1995). L’hétérogénéité granulométrique traduit celle 

du produit de l’érosion glaciaire, ainsi que des environnements de dépôts. Enfin, les stratifications 

internes aux unités lithologiques, dues aux différentes phases de dépôt, constituent les 

hétérogénéités microscopiques (par exemple, laminations internes des sables). Ces séquences de 

dépôt montrent une hétérogénéité verticale, qui se retrouve également latéralement (passage 

latéral d’un élément architectural ou d’une unité lithologique à un(e) autre). 

La variabilité des propriétés caractéristiques des sandurs engendre donc des hétérogénéités 

à différentes échelles. Une hétérogénéité existe entre les zones proximales, intermédiaires et 

distales, caractérisées chacune par une séquence sédimentaire verticale type. Cette échelle sera par 

la suite considérée comme l’échelle de l’environnement de dépôt. A l’échelle macroscopique, une 

hétérogénéité existe entre les différents éléments de dépôts. Enfin, l’hétérogénéité d’ordre 

mésoscopique est associée aux faciès sédimentaires, ou lithofaciès, de nature différente, et 

l’hétérogénéité microscopique est associée à la stratification interne à ces faciès. 

Le dépôt fluvioglaciaire de l’Est lyonnais, étudié dans le cadre de la thèse, est 

majoritairement composé de graviers (fraction en graviers de 77 % d’après Février (2001)). Il 

correspond à la séquence Donjek avec une forte proportion de la fraction en graviers. Par la suite, 

nous nous intéresserons donc plus particulièrement aux dépôts grossiers, formés par des systèmes 

en tresse à charge de fond grossière. 

I.2. Les formes de dépôts et les faciès sédimentaires associés aux plaines 

d’épandage fluvioglaciaire 

La compréhension de l’organisation structurale des dépôts fluvioglaciaires requiert une 

bonne connaissance de la mise en place des formes de dépôts et des faciès sédimentaires par les 

systèmes en tresse. Nous nous baserons pour cela sur le modèle conceptuel de Lunt et al. (2004a; 

2004b) et Bridge et Lunt (2006). Ce modèle (Figure 11) décrit la nature des formes de dépôt, ainsi 

que la stratification engendrée par leur migration, à plusieurs échelles d’observation. Ce modèle est 

dérivé de l’étude de la rivière Sagavanrirktok en Alaska, et correspond à des dépôts formés sous des 

forts régimes d’écoulement, et non modifiés lors d’épisodes de courant d’intensité plus faible (Lunt 

et al., 2004a). Il décrit les relations hiérarchiques entre les formes de dépôts, à trois échelles de 

caractérisation. 

L’échelle la plus large est celle des macroformes de dépôt, correspondant aux barres 

unitaires (unit bars) et aux barres composites (compound bars), ainsi qu’aux remplissages de 

chenaux. Les mésoformes, correspondant aux dunes et aux nappes de charriage de graviers (bedload 

sheets), sont décrites à l’échelle mésoscopique des unités lithologiques ou lithofaciès (Heinz et 

Aigner, 2003b). Enfin, l’échelle la plus petite, correspondant à l’échelle microscopique des grains 

(Heinz et Aigner, 2003b), est celle des rides et des lits plans (Smith, 1985). 

De par les relations hiérarchiques entre les différentes formes de dépôt, la description d’une 

forme de dépôt nécessite la connaissance des formes de dépôts des échelles inférieures. Nous 

commencerons donc par décrire les microformes de dépôt, puis les mésoformes et macroformes. 

38


Figure 11 : modèle conceptuel des dépôts de rivière en tresse. Exemples de barre composite constituée d’un 

amalgame de barre unitaire dans un contexte de sédimentation active, et d’un remplissage de chenal 

abandonné par des barres unitaires. D’après Bridge et Lunt (2006). 

I.2.1.a. Les microformes 

Figure 12 : rides de courant et stratification entrecroisée associée 

Les microformes correspondent aux rides. Les rides se forment à bas régime d’écoulement, 

ou lors d’épisodes de courant de forte intensité dans des zones protégées du système fluviatile (où 

l’écoulement est ralenti). Elles sont essentiellement sableuses, et à crêtes sinueuses. Les rides se 

retrouvent généralement dans les creux des dunes, les dépressions des barres unitaires, les 

remplissages de chenaux, les qqueues 

ueues de barres composites et les dépôts de berges (Lunt et al., 

2004a). Les rides à crêtes sinueuses produisent une stratification centimétrique entrecroisée en auge 

(Figure 12). 

I.2.1.b. Les mésoformes 

I.2.1.b.i. Nappes de charriage de graviers 

Les nappes de charriage de graviers ( (bedload sheets) ) forment un faible relief à la surface de 

barres de chenaux, et dans les chenaux lorsque la vitesse de courant est juste supérieure à la vitesse 

d’entraînement des graviers (Lunt et al., , 2004a). Les dimensions de ces couches sont très variées, ce 

sont des formes transitoires pouvant conduire à des dunes de graviers. Elles pourraient n’exister 

qu’en présence d’un sédiment à granulométrie étalée (Recking, 2006). 

39


La migration de ces nappes de charriage de graviers (Figure 13) conduit à une stratification 

plane de graviers sans matrice ou de graviers sableux. Ces structures planes peuvent avoir une 

surface basale d’érosion. Les nappes de charriage de graviers peuvent présenter un granoclassement 

normal, elles sont alors communément surmontées par du sable. Ces formes de dépôt peuvent 

également ne présenter aucune tendance de granoclassement, ou alors un granoclassement inverse, 

qui peut s’expliquer par leur migration sous régime d’écoulement intense entraînant le déplacement 

de tous les grains du lit (Lunt et al., 2004a). A la base de ces structures, on retrouve des graviers et 

cailloux ou galets imbriqués. 

Figure 13 : hypothèse de migration de nappes de charriage de graviers. D’après Recking (2006). 

I.2.1.b.ii. Dunes de graviers 

Les dunes sont définies comme des structures asymétriques, dont les dimensions 

caractéristiques sont de l’ordre de grandeur de l’épaisseur de la couche d’eau les ayant générées, à la 

différence des rides dont les dimensions sont comparables à quelques tailles de grains (Kleinhans, 

2004). Les dunes sont formées lors d’épisodes à fort régime d’écoulement soit en surface des barres 

de sables et/ou de graviers, soit dans les chenaux. Dans les dépressions des dunes, des drapages 

sableux peuvent se former. 

La migration des dunes engendre une stratification des sables et/ou graviers entrecroisée en 

auge, la plus communément observée au sein des barres de graviers et des remplissages de chenaux. 

Les stratifications entrecroisées de graviers ont une forte proportion de graviers grossiers à leur base 

associée à la présence de graviers imbriqués. Les couches entrecroisées sont composées de graviers 

sableux, de graviers sans matrice, ou d’alternance entre ces deux lithofaciès. Ces alternances 

peuvent être le résultat des variations temporelles de la force du courant entraînant les sédiments, 

ou par la migration de formes de dépôts de plus faible échelle (par exemple, des nappes de charriage 

de graviers) sur la crête des dunes (ces hypothèses sont détaillées au I.3.1.b). Les dépôts 

hétérométriques de sables et graviers sont associés à un régime d’écoulement plus fort, entraînant 

un déplacement plus important des graviers. Le sable en suspension est alors déposé avec les 

graviers sur la face aval de la dune. 

I.2.1.c. Les macroformes 

Une barre, ou banc, est définie comme une forme de dépôts au sein d’un chenal, avec des 

dimensions longitudinales et une hauteur comparables respectivement à la largeur et à la 

profondeur du chenal l’ayant formé (Lunt et al., 2004a). Les chenaux principaux et les barres 

associées (dits de premier ordre) sont les plus larges dans le lit de la rivière en tresse. Des chenaux de 

plus petite taille peuvent inciser les barres de premier ordre. Ces chenaux seondaires (cross-bar 

40


channels) sont associés à leurs propres barres de second ordre (Lunt et al., 2004a). Nous 

distinguerons deux types de barres en fonction de leur histoire de formation : les barres simples ou 

unitaires (unit bars), ayant une histoire de dépôt relativement simple et homogène, et les barres 

composites (compound bars), constituées de plusieurs barres unitaires, et produit de plusieurs 

phases répétées d’érosion et de dépôt à l’origine d’une stratification complexe (Smith, 1985). 

I.2.1.c.i. Les barres unitaires (unit bars) 

Une barre unitaire est située immédiatement en aval d’un creux d’érosion. Elle est allongée 

dans le sens du courant, et se forme essentiellement par apports de sédiments, puis éventuellement 

par incision du dépôt (Smith, 1985). La section d’une barre unitaire est asymétrique dans le sens du 

courant, la face aval ayant la pente plus forte (pente inclinée à l’angle de repos des sables/graviers 

ou à un angle plus faible). La surface des barres unitaires présente des graviers et galets imbriqués 

(pavage de graviers en surface) et des nappes de charriage de graviers à faible régime d’écoulement, 

des dunes sablo-graveleuses lors de régimes d’écoulement plus intenses. Les barres unitaires sont 

composées principalement de graviers sableux, de sables et de couches de graviers sans matrice. La 

granulométrie la plus grossière est observée sur les crêtes des barres unitaires. 

La migration d’une barre unitaire produit une macrostratification inclinée (Figure 14). 

L’inclinaison ne dépasse généralement pas 10°. L’angle peut cependant augmenter et atteindre 

l’angle de repos des graviers sableux (Lunt et al., 2004a). La migration périodique de la barre, due à 

l’augmentation du régime d’écoulement, induit la présence à la base de chaque stratification 

macroscopique d’une granulométrie grossière, communément des graviers sans matrice, prenant 

l’inclinaison de la face aval. Lorsque l’écoulement retrouve un régime inférieur, le sable se dépose 

dans la dépression située immédiatement à l’aval de la barre unitaire. La granulométrie s’affine 

généralement vers le haut (faciès de graviers sableux, puis faciès sableux), mais certaines barres 

unitaires ne présentent aucun granoclassement. Les mélanges de sables et graviers sont transportés 

sous forme de dunes à la surface des barres. Les sables se retrouvent principalement dans les parties 

aval et supérieure d’une barre unitaire. 

Figure 14 : sections longitudinale (a) et transversale (b) représentant les macrostratifications internes aux 

barres unitaires. D’après Lunt et al. (2004a) et Bridge et Lunt (2006). 

I.2.1.c.ii. Les barres composites (compound bars) 

Les barres composites sont constituées d’un assemblage de plusieurs barres unitaires, 

allongé dans le sens du courant. Elles migrent vers l’aval et latéralement, par accrétion de barres 

unitaires dans les parties amont et aval ainsi que sur les côtés, et par érosion des parties amont et 

latérale. Cette migration engendre des macro- à mégastratifications entrecroisées, dont l’inclinaison 

41


est orientée vers le thalweg du chenal adjacent (Figure 15). L’inclinaison est plus forte à proximité 

des chenaux. La section longitudinale présente un pendage faible (


entrecroisée, dont l’origine est la migration de dunes de graviers lors d’épisodes de fort régime 

d’écoulement. 

Figure 16 : section transversale d’un remplissage de chenal de rivière en tresse (Lunt et al. (2004a), Bridge et 

Lunt (2006)). L’exagération verticale est de 2:1. Les traits ne représentent que les stratifications 

macroscopiques (traits fins noirs) à mégascopiques (traits forts verts). 

Le Tableau 3 récapitule les formes de dépôt aux différentes échelles, et leur stratification 

associée. L’hétérogénéité sédimentaire correspondant à ces éléments est notamment observable 

dans des dépôts fluvioglaciaires quaternaires, comme celui de l’Est lyonnais étudié dans le cadre de 

la thèse. Une typologie des hétérogénéités sédimentaires de dépôts quaternaires analogues à celui 

de l’Est lyonnais, en lien avec les formes de dépôts décrites précédemment, est proposée au 

paragraphe I.3. 

Tableau 3 : stratifications et échelles associées aux formes de dépôt d’un système en tresse. D’après Lunt et 

al. (2004a). 

Formes de dépôts Type de stratification correspondante 

Rides Microstratification entrecroisée 

Nappe de charriage de graviers Couches planes 

Dune de graviers Mésostratification entrecroisée 

Barre de graviers 

unitaires 

composites 

Litage simple macroscopique 

Litage complexe macro- à mégascopique 

Remplissage de 

chenal 

chenal secondaire Remplissage de chenal simple 

chenal principal Remplissage de chenal composite 

I.3. Typologie des hétérogénéités sédimentaires de dépôts 

fluvioglaciaires quaternaires 

Au travers de la description de dépôts fluvioglaciaires quaternaires, une typologie des 

hétérogénéités aux échelles du lithofaciès (I.3.1), de l’élément architectural (I.3.2) et de 

l’environnement de dépôt (I.3.3) est proposée. 

I.3.1. Echelle du lithofaciès 

I.3.1.a. Code de classification sédimentologique 

Un lithofaciès est une unité lithologique correspondant à une unité génétique, c’est-à-dire 

formée par un processus homogène de transport et de dépôt (Heinz et al., 2003). Un lithofaciès est 

donc caractérisé par une genèse homogène. La description d’un lithofaciès requiert ainsi la 

connaissance de paramètres reliés indirectement à sa mise en place, à savoir entre autres la 

distribution granulométrique, le classement, l’arrangement des grains, le degré d’usure et d’arrondi, 

l’existence d’une stratification interne, le type de stratification. 

Le code de classification le plus largement utilisé pour la caractérisation des formations 

alluvionnaires est le code de Miall (1978), développé initialement à la fin des années 1970 pour la 

43


caractérisation des lithofaciès fluviatiles. Ce code a été adapté pour les formations glaciaires par 

Eyles et al. (1983), puis par Keller (1996), par la prise en compte notamment de granulométries 

grossières de type blocs. Siegenthaler et Huggenberger (1993) reconnaissent des caractéristiques 

spécifiques aux dépôts fluvioglaciaires, à savoir les lithofaciès bimodaux et les graviers sans matrice. 

Klingbeil et al. (1999) les intègrent dans un code de classification largement repris pour la 

caractérisation des dépôts fluvioglaciaires (Kleineidam et al., 1999; Heinz et Aigner, 2003b; Heinz et 

al., 2003; Goutaland et al., 2005; Kostic et al., 2005; Becht et al., 2007; Kostic et Aigner, 2007; Kostic 

et al., 2007). 

Ce code (Tableau 4) est constitué par une suite de lettres (i1 I1 i2 i3, i4) précisant la fraction 

granulométrique majoritaire (en majuscule) et éventuellement la fraction secondaire (en minuscule) 

si elle est jugée importante (i1 / I1 : g / G pour graviers, s / S pour sables, f / F pour fines ; c pour 

cailloux et b pour blocs 3 ), le support de la texture (i2 : c pour une texture à support clastique, ou 

clast-supported, i.e. grains jointifs, m pour une texture à support matriciel, ou matrix-supported, i.e. 

grains non-jointifs au sein d’une matrice, - pour des lithofaciès sans matrice), leur structure 

sédimentaire (i3 : m pour massif, x pour stratifié), et éventuellement des informations 

complémentaires (i4 : o pour structure « ouverte » sans matrice, b pour granulométrie bimodale, i 

pour imbrication de graviers, et a pour structure d’alternance). 

Tableau 4 : code de classification des lithofaciès alluvionnaires proposé par Miall (1978) et étendu par 

Klingbeil et al. (1999). Ce code consiste en la juxtaposition d’indices du type i1 I1 i2 i3, i4 (exemple : cGcm,i) 

Indice Caractéristiques Abbréviations 

i1 

I1 

Fraction 

granulométrique 

secondaire 

Fraction 


majoritaire 

44 

b : blocs 

c : cailloux 

g : graviers 

s : sables 

f : fines 

G : graviers 

S : sables 

F : fines 

i2 Texture Graviers c : clast-supported (support par grain) 

m : matrix-supported (matrice abondante) 

Sables - : pas de matrice fine dans les sables 

i3 Structure sédimentaire x : stratifié 

m : massif (pas de stratification interne) 

i4 

Informations 

additionnelles 

g : granoclassement (normal) 

o : open framework 

b : bimodal 

a : alternance entre deux lithofaciès issus d’une même 

phase de dépôt 

i : imbrications de graviers 

I.3.1.b. Typologie des lithofaciès quaternaires 

Une typologie des principaux lithofaciès fluvioglaciaires peut être dégagée par analyse des 

études menées sur des formations quaternaires fluvioglaciaires. La gamme des sites étudiés permet 

de penser que cette typologie est applicable pour toute formation fluvioglaciaire quaternaire. 

3 Les classes granulométriques sont définies à partir de la classification de Wentworth (1922). Si D est 

le diamètre des grains, ces classes sont définies de la façon suivante : argiles : D < 4 µm ; silts : 4 µm < D < 63 

µm ; sables : 63 µm < D < 2 mm ; graviers : 2 mm < D < 64 mm ; cailloux : 64 mm < D < 256 mm ; blocs : 256 

mm < D


Tableau 5 : typologie des lithofaciès fluvioglaciaires de dépôts quaternaires de système proglaciaire en tresse de la vallée du Rhin. D’après Siegenthaler et Huggenberger 

(1993), Heinz et al. (2003), et Kostic et al. (2007). Photos de Kostic et al. (2007). 

Sables 

S-x 

S-h 

Sables et 

graviers 

GS-x 

Graviers 

sableux 

Gcm 

Gcx 

Gcm,i 

Granulométrie Stratification Interprétation 

- sables fins à grossiers 

- sables moyens majoritaires 

- absence de matrice silteuse 

ou argileuse 

- sables pauvrement à bien 

classés 

- mélanges de sables et 

graviers 

- sables moyens à graviers 

moyens 

- bien classés 

- lithofaciès le plus commun 

- sables fins aux graviers 

grossiers et cailloux 

- lithofaciès pauvrement 

classé 

- 10-30% de sables et 70-90% 

de graviers 

- fraction argileuse

Graviers 

sableux 

riches en 

cailloux et 

blocs 

Gcm,i 

cGcm,i 

bGcm,i 

Alternance 

de graviers 

sableux 

bimodaux et 

de graviers 

sans matrice 

Gcg,a 

(=Gcm,b+ Gcg,o) 


Tableau 5 : suite 

- graviers majoritaires 

- présence de cailloux et de 

blocs 

- matrice essentiellement 

composée de sables et de 

graviers fins 

- lithofaciès 

rudimentairement classé 

- présence éventuelle 

d’argiles et de silts 

- structure constituée de 

deux lithofaciès 

- lithofaciès inférieur de 

graviers à support clastique 

avec une matrice sableuse 

composée de sables moyens 

bien classés à des mélanges 

polymodaux pouvant 

contenir des fines (Gcm,b) 

- lithofaciès supérieur 

constitué de graviers très 

bien classés sans matrice 

sableuse ou fine (Gcg,o) 

- granoclassement normal 

- présence occasionnelle de 

silts et d’argiles drapant les 

graviers sans matrice 

46 

- support clastique 

- stratification massive et 

subhorizontale 

- léger pendage dans la direction 

du paléo-écoulement 

- imbrication des éléments 

grossiers au sein des unités 

massives 

- épaisseur pouvant atteindre 

1,5m 

- stratification horizontale ou 

entrecroisée 

- épaisseur centimétrique à 

décimétrique 

- asymétrie possible d’épaisseur 

entre les deux lithofaciès, 

conduisant à la présence d’un 

lithofaciès bimodal seul 

- transport en masse de sables, 

graviers, cailloux et blocs par 

traction en charge de fond 

- dépôt rapide sans 

granoclassement des particules 

- plusieurs interprétations 

récapitulées sur la Figure 18 : 

changement de débit des eaux de 

fonte, migration de mésoformes 

de dépôt en surface de barre, 

ségrégation granulométrique à la 

crête des dunes et des barres de 

graviers


Cette typologie, présentée dans le Tableau 5, est inspirée des travaux menés sur les 

formations fluvioglaciaires quaternaires de la vallée du Rhin (formations pléistocènes décrites par 

Siegenthaler et Huggenberger (1993), Jussel et al. (1994), Kleineidam et al. (1999), Klingbeil et al. 

(1999), Heinz et al. (2003), et correspondant à une sédimentation dans un système proglaciaire en 

tresse (Siegenthaler et Huggenberger, 1993)), sur les formations du dernier maximum glaciaire du 

glacier de Côme au Nord de l’Italie (formations morainiques, fluvioglaciaires et glaciolacustres 

décrites par Bersezio (1999) et Zappa (2006)), sur les formations fluvioglaciaires déposées lors du 

retrait du Green Bay Lobe à la fin de la glaciation tardive du Wisconsin (Anderson et al., 1999), sur les 

formations du delta gilbertien quaternaire (formations décrites par Kostic et al. (2005)). 

L’étude sédimentologique met en avant 5 lithofaciès fluvioglaciaires principaux : des sables 

très bien classés (S-x), des graviers bien classés (GS-x), des mélanges sablo-graveleux mal classés 

(Gcm), des alternances de graviers et de mélanges sablo-graveleux (Gcg,a), et des graviers riches en 

cailloux et blocs ((c,b)Gcm,i) (Heinz et al., 2003). Les caractéristiques granulométriques de ces 

lithofaciès sont récapitulées dans le Tableau 5. 

I.3.1.b.i. Graviers sableux (Gcm, Gcx, (c,b)Gcm,i) 

Siegenthaler et Huggenberger (1993), Jussel et al. (1994), Huggenberger et Regli (2006) 

distinguent deux types de graviers sableux, les graviers gris (Grey Gravels) et les graviers bruns 

(Brown Gravels). Ces graviers ont été reliés au code du Tableau 4 par Heinz et al. (2003). Les graviers 

bruns ont pour code (c,b)Gcm(,i), les graviers gris sont généralement classés sous le code Gcm. 

Graviers gris et graviers bruns peuvent être considérés comme une sorte de matrice fluvioglaciaire, 

dans laquelle sont intercalés des lithofaciès secondaires, comme les sables et les alternances de 

graviers (Jussel et al., 1994). 

Les graviers gris correspondent à des graviers sableux pauvrement à modérément classés, 

dont la distribution granulométrique s’étale des sables fins aux graviers, et occasionnellement 

cailloux. Ces graviers sableux comportent une fraction sableuse comprise entre 10 et 30%, et une 

fraction en graviers comprises entre 70 et 90% (Heinz et al., 2003). La fraction silto-argileuse ne 

dépasse pas 5% (Huggenberger et Regli, 2006). Ce type de lithofaciès est le plus commun dans les 

dépôts fluvioglaciaires (Heinz et al., 2003; Kostic et al., 2007). Les lits de graviers gris sont mal définis, 

et ont une épaisseur de quelques décimètres (Heinz et al., 2003). La stratification interne est 

horizontale ou entrecroisée (Siegenthaler et Huggenberger, 1993). Les lits individuels sont séparés 

les uns des autres par de fines couches de sables, une proportion variable de matrice, et des 

différences dans la taille maximale des grains (Heinz et al., 2003). L’orientation des grains est 

parallèle à la stratification lorsque les unités sont entrecroisées, et dans le cas de lits horizontaux, les 

éléments les plus grossiers sont imbriqués (Heinz et al., 2003). Le mauvais classement de ce 

lithofaciès implique un dépôt rapide (Heinz et al., 2003; Kostic et al., 2007), pouvant se produire lors 

d’une phase de vannage (Kostic et al., 2007). Ce lithofaciès correspond à une nappe de charriage de 

graviers, déposé lors d’écoulement à fort régime, détruisant l’armure de graviers en surface des 

barres ou dans le lit des rivières (Siegenthaler et Huggenberger, 1993; Heinz et al., 2003). La 

migration de ces nappes de graviers se fait par impulsions (Siegenthaler et Huggenberger, 1993; 

Heinz et al., 2003). La stratification entrecroisée est la continuation de la stratification horizontale 

dans les dépressions en auge (Siegenthaler et Huggenberger, 1993). 

Les graviers bruns sont des graviers sableux rudimentairement classés, contenant des 

cailloux et des blocs. Ils peuvent contenir des silts et des argiles (Huggenberger et Regli, 2006). Cette 

fraction argilo-silteuse est à l’origine de la coloration brune de ce lithofaciès (Siegenthaler et 

Huggenberger, 1993). Les graviers bruns présentent communément une imbrication des éléments les 

plus grossiers (Heinz et al., 2003; Kostic et al., 2007). Les lits de graviers bruns peuvent atteindre une 

épaisseur de 1,5m, et sont caractérisés par une stratification horizontale ou massive (Heinz et al., 

47


2003; Huggenberger et Regli, 2006). Les lits sont inclinés avec un léger pendage dans la direction du 

paléoécoulement (Heinz et al., 2003). Ce lithofaciès correspond à un dépôt rapide de sédiments 

hétérométriques sous condition d’écoulement à forte compétence (Siegenthaler et Huggenberger, 

1993). Ce régime d’écoulement est interprété comme un régime transitoire entre un flot de débris et 

un transport fluvial de charge de fond (Siegenthaler et Huggenberger, 1993). Il s’agit d’un transport 

en masse d’un mélange allant des sables aux blocs, sous la forme de traction carpets (Figure 19). Ce 

type de transport requiert une forte charge en suspension (Heinz et al., 2003; Kostic et al., 2007). La 

pauvreté du classement et l’absence de stratification justifient l’hypothèse d’un écoulement de type 

flot de débris (Heinz et al., 2003). 

I.3.1.b.ii. Sables stratifiés (S-x, S-h) 

Ce type de lithofaciès est représenté par des sables pauvrement à très bien classés (Jussel et 

al., 1994; Heinz et al., 2003; Huggenberger et Regli, 2006), dont la distribution granulométrique 

s’étale des sables fins aux sables grossiers (Heinz et al., 2003). Les sables moyens prédominent. Les 

lentilles ne comportent pas de grains de diamètre supérieur à 2mm (Jussel et al., 1994). Les fractions 

silteuse et argileuse sont absentes. 

Ces sables se retrouvent dans des creux d’érosion, soit comme couche de fond couvrant la 

morphologie basale, soit marginalement en partie latérale de sédiments grossiers (Heinz et al., 

2003). Heinz et al. (2003) reportent des épaisseurs de lithofaciès S-x allant jusqu’à 0,7m. Les sables 

peuvent présenter des mésostratifications entrecroisées planes ou en auges, ou horizontales ou à 

faible angle d’inclinaison (Anderson et al., 1999). La première stratification s’interprète comme la 

migration de dunes sableuses à bas régime d’écoulement. Cette migration a lieu sur des 

macroformes de type barre unitaire. Le code de classification est S-x. La seconde est due soit à la 

divergence d’un écoulement rapide sur une barre de chenal (dépôt de débordement par exemple), 

soit par aggradation à bas régime d’écoulement sur une surface plane ou légèrement inclinée sur les 

flancs d’un chenal (Anderson et al., 1999). Le code de classification est S-h. On peut également 

retrouver des lamines (stratification microscopique) dans des sables fins (Anderson et al., 1999; 

Bersezio et al., 1999), formées par migration de rides sableuses lors d’un flux de vannage en surface 

d’une barre ou dans une dépression locale de la plaine d’épandage (Anderson et al., 1999). 

I.3.1.b.iii. Graviers sans matrice et mésoformes associées 

(Gcg,o, Gcx,o) 

Les graviers sans matrice se caractérisent par une distribution granulométrique unimodale de 

graviers moyens à grossiers. Ils se caractérisent par un grain moyen de diamètre supérieur à 2mm, 

une fraction sableuse négligeable, et un classement généralement inférieur à 2,5Φ (Lunt et Bridge, 

2007). Ils ont occasionnellement un drapage silteux ou argileux (Siegenthaler et Huggenberger, 1993; 

Huggenberger et Regli, 2006), pouvant résulter d’un apport tardif par les eaux souterraines lors 

d’une phase secondaire (Siegenthaler et Huggenberger, 1993). Ces lithofaciès présentent 

généralement un granoclassement. Les graviers sans matrice ont une stratification plane ou 

entrecroisée. Ces deux types de mésostratifications se retrouvent au sein de macrostratifications 

correspondant à la migration de barres unitaires (Siegenthaler et Huggenberger, 1993; Lunt et al., 

2004a). Les stratifications planes sont communément d’épaisseur centimétrique à décimétrique, et 

ont une extension latérale de l’ordre du mètre à la dizaine de mètres. Les strates s’affinent 

généralement vers le haut. Ces strates sont généralement recouvertes et sont généralement situés 

au-dessus de graviers sableux bimodaux. Les strates entrecroisées sont généralement composées de 

graviers sans matrice seuls, ou d’alternance entre graviers sans matrice et graviers sableux 

bimodaux. Elles peuvent avoir une épaisseur décimétrique et une extension latérale métrique à 

décamétrique. Les graviers sans matrice se retrouvent également sous la forme de couches 

48


individuelles, dont l’origine est la migration de dunes ou de nappes de graviers en surface de barre 

unitaire (Lunt et Bridge, 2007). 

Figure 17 : exemple de graviers sans matrice : a) graviers sans matrice granoclassés à stratification plane 

entre deux lithofaciès de graviers sableux, et b) alternance de graviers sableux et de graviers sans matrice à 

stratification entrecroisée. Photos de Lunt et Bridge (Lunt et Bridge, 2007). 

Les alternances de graviers sans matrice et les graviers sableux bimodaux ont été décrites à 

plusieurs reprises dans la littérature (Siegenthaler et Huggenberger, 1993; Jussel et al., 1994; 

Klingbeil et al., 1999; Heinz et Aigner, 2003b; Heinz et al., 2003; Goutaland et al., 2005; Kostic et al., 

2005; Huggenberger et Regli, 2006; Kostic et Aigner, 2007). Ce lithofaciès d’alternance, dont la 

classification selon le code du Tableau 4 est Gcg,a, et également nommé gravel couplets 

(Siegenthaler et Huggenberger, 1993; Jussel et al., 1994; Huggenberger et Regli, 2006), est une unité 

à deux niveaux, avec un niveau inférieur constitué par des graviers sableux à support clastique, 

bimodaux, et un niveau supérieur composé de graviers sans matrice à support clastique, pauvrement 

à bien classés (Siegenthaler et Huggenberger, 1993; Jussel et al., 1994; Heinz et al., 2003). Ces deux 

niveaux présentent un granoclassement normal, ce qui justifie l’interprétation de cette alternance 

comme étant une seule unité génétique, et donc un seul lithofaciès (Heinz et al., 2003). Ce lithofaciès 

se présente sous la forme de couches horizontales ou inclinées. La matrice sableuse du niveau 

inférieur a une granulométrie allant des sables moyens bien classés à une distribution polymodale 

pouvant inclure des fractions fines (Heinz et al., 2003). La fraction granulométrique des sables 

grossiers n’est pas présente (Jussel et al., 1994). Lorsque le niveau inférieur présente une distribution 

granulométrique bimodale, le granoclassement est bien développé (Heinz et al., 2003). 

Plusieurs hypothèses concernant l’origine de ces alternances ont été proposées (Figure 18). 

Elles peuvent être classées en trois groupes : les hypothèses liées aux variations de débit des eaux de 

fonte, les hypothèses liées à la migration de mésoformes de dépôt sur des barres, et les hypothèses 

liées à la ségrégation granulométrique dans la zone de courant de retour des faces aval des barres. 

Lunt et Bridge (2007) ont vérifié expérimentalement les deux derniers types d’hypothèses. 

Les alternances entre graviers sans matrice et graviers sableux bimodaux peuvent être dues à 

un changement de débit des eaux de fonte, conduisant à un entraînement différentiel des grains par 

le courant. Smith (1985) suggère que, lors de la décroissance du régime d’écoulement, le sable en 

suspension se dépose et remplit les interstices entre les graviers, conduisant à la formation de 

graviers sableux bimodaux. Un colmatage des pores par les particules fines peut alors se produire, 

laissant libres les pores des graviers situés sous le colmatage. Lunt et Bridge (2007) montrent 

49


expérimentalement que l’infiltration de sable se fait sur une épaisseur correspondant à quelques 

diamètres de grains. La mise en place peut être associée aux variations diurnes du débit des eaux de 

fonte. L’alternance granoclassée reflète un cycle entier de débit. Steel et Thompson (1983) 

interprètent quant à eux les sables bimodaux comme des dépôts sous fort régime d’écoulement, les 

graviers sans matrice fins à un courant en décroissance énergétique, et les graviers à support 

matriciel fin les surmontant comme des dépôts sous faible régime d’écoulement. Clifton (1973) et 

Ikeda (1982) suggèrent que les graviers sans matrice sont le produit d’un lessivage tardif des 

éléments fins (sables) par des flux de vannage lors de la décroissance de l’énergie du courant. 

Figure 18 : hypothèses concernant la formation d’alternance de graviers sans matrice et de graviers sableux 

bimodaux. L’écoulement se fait de la gauche vers la droite dans tous les cas. D’après Lunt et Bridge (2007). 

Le lithofaciès Gcg,a peut également être le produit de la migration de mésoformes de dépôts 

(dunes de graviers, bedload sheets) sur des barres. Rust (1984) propose d’interpréter l’alternance 

comme la migration de dunes de graviers jusqu’au versant aval d’une barre. Lorsqu’une dune arrive à 

la crête de la barre, elle s’écroule sur la face aval et génère une couche de graviers sans matrice. Les 

graviers sableux bimodaux sont interprétés comme un dépôt normal des charges solides et en 

suspension sur le versant aval. Cette hypothèse ne rend cependant pas compte de la bimodalité 

observée des graviers sableux. Ainsi, Anketell et Rust (1990) complètent cette théorie en incluant le 

rôle du tri granulométrique par la séparation des flux à la crête des dunes. Carling (1996) propose le 

même mécanisme pour les nappes de charriage de graviers. 

Enfin, des hypothèses sont liées à la ségrégation granulométrique due à la séparation des flux 

à la crête de dunes et de barres unitaires. Carling et Glaister (1987) attribuent la formation de 

50


graviers sans matrice à la séparation des fractions sableuse et graveleuse dans la zone de séparation 

des flux à la crête des dunes. Les graviers dépourvus de matrice sableuse (restée en suspension à la 

crête de la dune) s’écroulent sur le versant aval de la dune. La fraction sableuse en suspension 

s’accumule dans les dépressions des dunes. Les graviers sableux bimodaux se forment par infiltration 

tardive du sable dans les interstices des graviers. Le sable peut progresser sous la forme de rides de 

courant migrant à contre-courant du flux principal dans la zone de courant de retour. Dans la partie 

supérieure du versant aval de la dune, le contre-courant n’est pas suffisamment fort pour amener les 

sables à infiltrer les interstices (graviers sans matrice). Ce mécanisme est évoqué par Siegenthaler et 

Huggenberger (1993) pour interpréter à la fois les strates planaires et entrecroisées des alternances 

entre graviers sans matrice et graviers sableux bimodaux. Ils associent chaque "couple" à la migration 

d’une simple dune de graviers. Le mécanisme peut produire un lithofaciès Gcg,a horizontal, mais 

aussi incliné si la dune se déplace sur les faces latérales de creux d’érosion ou de barre dans la plaine 

d’épandage. Les paramètres les plus importants dans la ségrégation granulométrique sur le versant 

aval des dunes sont le classement granulométrique du sédiment arrivant au point de séparation, la 

hauteur de la barre ou de la dune par rapport à la granulométrie moyenne du sédiment, la vitesse de 

l’écoulement au point de séparation en comparaison de la vitesse de toutes les fractions 

granulométriques, la fréquence des flots de grains (Kleinhans, 2004). 

Huggenberger et Regli (Huggenberger et Regli, 2006) fournissent une interprétation des 

alternances Gcg,a à stratifications tangentielles à une surface d’érosion, et surmontées par des 

couches à stratifications horizontales. La stratification tangentielle peut être due à la migration de 

dunes de graviers sur les faces de creux d’érosion situés en aval de barre de graviers. La migration 

des dunes produit une alternance de graviers sans matrice et de graviers sableux bimodaux, par le 

mécanisme explicité plus haut. La migration de la barre de graviers est à l’origine de graviers sans 

matrice à stratification horizontale surmontant le remplissage du creux d’érosion. 

I.3.2. Echelle de l’élément architectural 

Les éléments architecturaux de dépôts fluvioglaciaires ont été décrits par Heinz et al. (2003) 

et Huggenberger et Regli (2006). La description de ces formes de dépôts est effectuée aux échelles 

mésoscopiques et macroscopiques. Les formes les plus abondantes, et donc les mieux préservées 

dans les dépôts quaternaires, sont de quatre types (Huggenberger et Regli, 2006) : les remplissages 

de dépressions (scour or trough fills) ; les barres et dunes de graviers ; les nappes de charriages de 

graviers et les tapis de traction (traction carpets, dépôts massifs de graviers sableux 

hétérométriques) ; et les dépôts de berges. Ces éléments se répartissent en deux catégories (Heinz et 

al., 2003) : les remplissages de structures érodées (caractérisés par une surface basale concave 

d’érosion), et les éléments d’accrétion (stratification de type aggradante ou progradante). 

Les remplissages de dépressions sont construits sur une surface d’érosion basale. Ils peuvent 

être composés de lithofaciès Gcg,a, Gcm, S-x ou GS-x (Heinz et al., 2003; Huggenberger et Regli, 

2006). Leur stratification interne est généralement parallèle à la surface d’érosion basale. 

Les éléments d’accrétion ont une stratification massive ou horizontale (nappes de charriage 

de graviers) ou entrecroisée (migration de dunes de graviers). La stratification massive est le produit 

d’un fort régime d’écoulement ayant entraîné des éléments très hétérométriques (lithofaciès 

(c,b)Gcm(,i)). La stratification horizontale, souvent mal définie, peut être due à une variation de la 

fraction sableuse, à une alternance entre deux textures différentes, à des niveaux sableux, graveleux, 

ou de blocs et de cailloux (Huggenberger et Regli, 2006). En ce qui concerne les dépôts d’accrétion à 

stratification entrecroisée, il s’agit de migration de dunes de graviers. Ces éléments sont 

principalement composés de lithofaciès Gcg,a, avec des passages occasionnels de lithofaciès GS-x ou 

S-x (Heinz et al., 2003). 

51


Figure 19 : exemple d’éléments architecturaux de dépôts fluvioglaciaires quaternaires de la vallée du Rhin 

décrits par Heinz et Aigner (2003b) 

I.3.3. Echelle de l’environnement de dépôt 

L’échelle du paléoenvironnement de dépôt est celle des corps sédimentaires. Heinz et al. 

(2003) distinguent trois principaux paléoenvironnements de dépôts dans les formations 

fluvioglaciaires de la vallée du Rhin, en fonction du débit des eaux de fonte : les zones de débit 

principale, intermédiaire et mineure. La zone de débit principale est caractérisée par une dominante 

de macroformes de dépôts de remplissage de dépression. La structure interne est composée 

essentiellement de lithofaciès Gcg,a et Gcm (Heinz et al., 2003). Des éléments d’accrétion, stratifiés 

horizontalement et composés de lithofaciès Gcm et cGcm, sont présents occasionnellement. La zone 

de débit intermédiaire est principalement constituée d’éléments d’accrétion, stratifiés 

horizontalement (Gcm) ou massifs (c,bGcm). La zone de débit mineure est composée d’éléments de 

dépôts variés, principalement des nappes de charriages de graviers et des dunes de graviers. Les 

couches de graviers sans matrice sont en général non-interconnectées entre elles, et souvent 

séparées par des zones d’éléments fins. 

I.4. Synthèse et conclusion 

Les hétérogénéités sédimentaires observées dans les dépôts fluvioglaciaires quaternaires 

correspondent aux formes de dépôts en formation en surface des sandurs. Les éléments 

architecturaux, comme les structures de remplissage (remplissage de chenal ou de creux d’érosion) 

ou les éléments d’accrétion (par exemple, les traction carpets), correspondent aux macroformes de 

dépôt décrites sur des systèmes de rivière en tresse à charge de fond grossière. Ces éléments 

architecturaux sont à l’origine d’une hétérogénéité macroscopique. Les lithofaciès, correspondant 

aux unités lithologiques formées par un processus homogène de transport et de dépôt, et 

constituant l’architecture interne des éléments architecturaux, sont à l’origine d’une hétérogénéité 

mésoscopique. A partir de l’étude bibliographique, une typologie de 5 lithofaciès fluvioglaciaires a 

52


été proposée (Tableau 5). A une échelle plus large, les dépôts fluvioglaciaires peuvent être 

interprétés en fonction de l’environnement de dépôt, associé notamment au débit des eaux de fonte 

glaciaire. 

Cette relation entre hétérogénéité et genèse des formations fluvioglaciaires met en avant 

l’importance de l’interprétation génétique dans la caractérisation structurale de ces dépôts 

sédimentaires. La compréhension de la distribution spatiale des lithofaciès ne peut se faire dans ce 

type de dépôt que si le contexte génétique à l’origine de la mise en place de ces lithofaciès est connu. 

Cette interprétation génétique est facilitée par l’étude d’analogues de dépôt quaternaires. Les 

processus de transport et de sédimentation régnant actuellement en surface des sandurs sont 

similaires à ceux existant lors de la dernière période glaciaire en marge des fronts glaciaires. L’étude 

des dynamiques de mises en place des sédiments dans les sandurs est une aide à l’interprétation des 

dépôts anciens. 

Ce chapitre a pour objectif la caractérisation du dépôt fluvioglaciaire de l’Est lyonnais, sousjacent 

au bassin d’infiltration DjR, aux échelles mésoscopique (échelle texturale du lithofaciès) et 

macroscopique (échelle structurale des éléments architecturaux) correspondant à l’échelle de 

l’ouvrage. Cette caractérisation a été effectuée par une approche sédimentologique, visant à 

interpréter génétiquement les hétérogénéités sédimentaires. La description des lithofaciès a été 

effectuée avec le code de Miall (1978) étendu, présenté au Tableau 4. L’analogie des dynamiques de 

mise en place des dépôts fluvioglaciaires permet de faire l’hypothèse de la présence en surface de 

plaines d’épandage récentes de lithofaciès analogues aux lithofaciès quaternaires de l’Est lyonnais. 

Cette analogie de lithofaciès permettrait notamment de réaliser des essais de caractérisation des 

propriétés hydrodynamiques des lithofaciès. L’évaluation de cette analogie est présentée dans ce 

chapitre. 

53


II. Matériels et méthodes 

L’objectif de l’étude sédimentologique est de caractériser l’architecture sédimentaire du 

dépôt fluvioglaciaire de l’Est lyonnais, afin notamment d’établir une typologie des lithofaciès et des 

éléments architecturaux propre au site étudié (le bassin d’infiltration de Chassieu). Ces formes de 

dépôt ont été caractérisées sur les parois de deux excavations creusées dans le bassin d’infiltration. 

L’analogie entre les lithofaciès types de l’Est lyonnais et des lithofaciès de plaines d’épandage 

actuelles a de plus été évaluée. L’étude d’équivalents actuels est une phase clé pour la 

caractérisation réaliste des hétérogénéités sédimentaires quaternaires. L’analogie des mécanismes 

de mise en place, à savoir des processus d’érosion, de transport et de dépôt, permet de comprendre 

les environnements de dépôt à l’origine de l’organisation structurale et texturale d’un dépôt 

fluvioglaciaire. Les équivalents actuels étudiés sont la zone proglaciaire des Bossons près de 

Chamonix et le sandur du Breidamerkurjökull en Islande. 

Dans un premier temps, une description des trois sites étudiés (dépôts fluvioglaciaires de 

l’Est lyonnais, des Bossons, et du Breidamerkurjökull) est proposée (II.1). Cette description permet 

notamment de justifier le choix des deux équivalents actuels. La méthodologie utilisée pour la 

caractérisation sédimentologique du dépôt de l’Est lyonnais et l’évaluation de l’analogie 

sédimentaires des dépôts actuels est ensuite présentée (II.2). Enfin, les outils d’analyse utilisés sont 

décrits au II.3. 

II.1. Description des sites étudiés 

II.1.1. Dépôts glaciaires et fluvioglaciaires de l’Est lyonnais 

Figure 20 : a) carte géomorphologique (Mandier, 1984), b) carte géologique simplifiée, et c) modèle 

numérique de terrain de l’Est lyonnais. Le site étudié est figuré par un point rouge. 

L’Est lyonnais se situe dans une zone de comblement de l’effondrement tertiaire de la vallée 

du Rhône. Ce comblement est tout d’abord constitué d’une molasse miocène, composée de 

sédiments détritiques, majoritairement sableux dans les parties les plus profondes (dépôt dans un 

environnement marin lors d’une transgression du bras de mer périalpin il y a environ 16 Ma), et 

devenant plus grossiers sur le haut de la formation (cailloutis puis conglomérats, déposés dans un 

environnement continental vers 10 Ma). Cette molasse a plusieurs centaines de mètres d’épaisseur 

54


dans l’Est lyonnais, typiquement de l’ordre de 300m. L’érosion plus ou moins marquée de la molasse 

a donné lieu à un relief de surface proche du relief actuel. Mandier (1984) décrit la molasse au niveau 

d’un affleurement situé sur la commune de Grenay. Elle présente un faciès de sable jaune. Ce faciès 

est retrouvé en sondage au niveau de la colline de Genas, à 21,4 m de profondeur sous les dépôts 

quaternaires (Mandier, 1984). 

Au Quaternaire, les avancées et reculs successifs du lobe lyonnais du glacier du Rhône lors 

des différentes glaciations sont à l’origine de la mise en place sur la molasse miocène de dépôts 

d’origine glaciaire (moraines, alluvions fluvioglaciaires, loess). Le relief issu de l’histoire quaternaire 

est notamment marqué par les collines morainiques radiales, entre lesquelles les eaux de fonte du 

glacier du dernier maximum glaciaire ont produit les couloirs fluvioglaciaires (Mandier, 1984; Franc, 

2005). Ces couloirs (du Nord au Sud, couloirs de Meyzieux, de Décines et d’Heyrieux) sont 

représentés sur la Figure 20. 

Les collines ont une ossature molassique surmontée par des formations quaternaires 

principalement morainiques recouvertes par des loess würmiens (Franc, 2005). D’après Mandier 

(1984), les formations quaternaires surmontant la molasse sont complexes et ne sont pas 

uniquement de nature morainique. La molasse est surmontée par des alluvions fluvioglaciaires riches 

en quartzites et relativement pauvre en calcaire, puis par un dépôt morainique de même nature 

pétrographique. Cet ensemble est à nouveau surmonté par un dépôt fluvioglaciaire, dont la nature 

pétrographique, essentiellement calcaire et pauvre en quartzite, contraste avec les dépôts sousjacents. 

L’ensemble de ces dépôts quaternaires est couvert par une formation morainique à faciès 

variés, tantôt de moraine de fond à farine glaciaire abondante et galets striés, tantôt de moraine 

d’ablation à faciès plus caillouteux riche en calcaire (Mandier, 1984). 

Mandier interprète cette alternance d’alluvions fluvioglaciaires et de dépôts morainiques 

comme les fluctuations rissiennes du glacier du Rhône. Le premier complexe correspondrait à une 

avancée du glacier, précédé par un sandur, qui se retire de façon importante lors d’une période 

interglaciaire. Le retour du glacier engendre la mise en place d’un sandur, recouvert par une moraine 

à faciès varié. Cette moraine, érodée et recouverte de loess, forme actuellement le relief des collines 

de la plaine de l’Est lyonnais. Lors du retrait de ce glacier rissien, des zones surcreusées auraient 

constituée l’amorce des futurs couloirs fluvioglaciaires würmiens. La base de ces alluvions 

fluvioglaciaires est constituée de la moraine argileuse à blocs (Mandier, 1984). 

Mandier (2003) tente de dater les dépôts fluvioglaciaires et les différents stades d’avancée 

du glacier rhodanien au Würm. Des loess situés sur les alluvions fluvioglaciaires à Mions (commune 

située dans le couloir fluvioglaciaire d’Heyrieux) ont été datés vers 20000 BP (Franc, 2005). Cet âge 

fixe la date avant laquelle les alluvions fluvioglaciaires ont été mises en place. Ces alluvions ont 

probablement été mises en place au stade D (vers 22000 BP) ou C (vers 37000 BP), définis par 

Mandier (2003). Ces dépôts fluvioglaciaires n’atteignent pas la molasse. Mandier (1984) rapporte 

qu’à la base des alluvions fluvioglaciaires apparaît une moraine "argileuse à blocs". 

Le bassin d’infiltration étudié est localisé sur la Figure 20. Il est situé au sud de la commune 

de Chassieu. Cette commune est en partie située sur la colline à dominante morainique de Genas. Le 

sud de la ville, se situe dans le couloir fluvioglaciaire de Décines. Les dépôts fluvioglaciaires datent du 

Würm récent d’après Mandier (1984). Le bassin est situé à une distance d’environ 13 km des stades 

d’avancée D et C de Mandier. L’épaisseur de la zone non-saturée est de 13 m sous la surface du 

bassin (soit 18 m sous la surface topographique). 

55


II.1.2. Epandage fluvioglaciaire des Bossons 

La plaine d’épandage fluvioglaciaire des Bossons est située en aval du glacier des Bossons, 

glacier localisé sur les pentes nord du massif du Mont Blanc (Figure 21). Le glacier des Bossons est un 

glacier de vallée. La plaine d’épandage est large de 40 m, et s’étend sur une longueur de 220 m 

(Maizels, 1979). Cette vallée est confinée entre deux moraines latérales, s’élevant à près de 100 m 

au-dessus de la plaine d’épandage. Ces moraines datent du Petit Age Glaciaire. Ce sandur de vallée 

est marqué par les avancées et retraits successifs du glacier au cours du dernier siècle. D’après 

Maizels (1979), le glacier atteignait en 1945 le centre de la plaine d’épandage. Il a connu une période 

de recul rapide de 660 m entre 1941 et 1952, puis une phase d’avancée jusqu’en 1982, où le glacier 

atteignait à nouveau le centre de la plaine d’épandage (Maizels, 1979; Vincent et al., 2004; Winiarski 

et al., 2007). 

Figure 21 : a) situation du Glacier des Bossons et de la zone étudiée, b) carte géologique simplifiée du versant 

Nord du massif du Mont Blanc, et c) position du sandur étudié (délimité en rouge) par rapport au glacier. 

PAG : Petit Age Glaciaire (environ 1550 à 1850). 

Malgré son étendue faible par rapport à des sandurs de plaine, la zone proglaciaire des 

Bossons a l’avantage de concentrer sur une surface d’environ 1 ha des environnements de dépôts 

sédimentaires variés, d’une zone proximale à régime d’écoulement principalement érosif à une zone 

distale où se déposent des éléments fins de type silto-argileux. Cette variété est à l’origine d’une 

distribution très variée de lithofaciès fluvioglaciaires, des plus grossiers sur le haut de la plaine 

d’épandage, aux faciès plus fins sur le bas. La représentativité importante de cette zone justifie donc 

l’étude de ce sandur. 

La zone proglaciaire se divise en deux zones distinctes (Winiarski et al., 2007), représentées 

sur la Figure 22. La zone amont, de pente moyenne 7,7%, se caractérise par un dépôt d’éléments 

grossiers (cailloux, blocs, graviers grossiers), d’origine glaciaire (dépôts morainiques, apports 

réguliers du glacier) ou provenant des éboulis des moraines latérales. La zone aval, à pente moins 

forte (1,8 % en moyenne), est organisée suivant un système de chenaux en tresse. Les barres et 

56


berges associées sont constituées essentiellement de sables et de graviers, ainsi que d’éléments plus 

fins (silts et argiles). La partie la plus en aval du sandur est végétalisée. 

Figure 22 : réseau de chenaux du sandur des Bossons en septembre 2004, et barres de sables et de graviers 

associés 

II.1.3. Epandage fluvioglaciaire du Breidamerkurjokull 

Le Vatnajökull, au sud-est de l’Islande, est, par sa surface de 8300 km², le 3 ème glacier le plus 

étendu au monde, après les glaces antarctiques et la calotte groënlandaise. Cet inlandsis constitue 

70% de la surface de glacier en Islande. Nous avons étudié les dépôts proglaciaires d’une de ses 

langues terminales, le Breidamerkurjökull (Figure 23). Par son extension de 20 km, cette langue 

terminale a une échelle comparable à celle du lobe du glacier du Rhône lors du dernier maximum 

glaciaire, ce qui justifie l’étude de sa zone proglaciaire. 

Le Breidamerkurjökull se caractérise par ses moraines médianes bien développées (Evans et 

Twigg, 2002). La morphologie proglaciaire est marquée par des dépôts morainiques (moraines de 

poussée, moraines moutonnées), des modelés infraglaciaires (drumlins, till), des dépôts 

fluvioglaciaires, et des lacs proglaciaires en contact avec le glacier : le Stemmulon et le Jökulsarlon 

dans la partie est et le Breidarlon dans la partie ouest de la zone proglaciaire (Evans et Twigg, 2002). 

La limite des dépôts morainiques correspond à l’extension du glacier au Petit Age Glaciaire. 

Les dépôts fluvioglaciaires constituent la majorité des dépôts proglaciaires (couleur jaune sur 

la Figure 23). Le Breidamerkursandur est large de 20 km, et fait 5 km de long (Evans et Twigg, 2002). 

Un réseau complexe de chenaux abandonnés, maintenant végétalisés en surface, constitue la quasitotalité 

de ces dépôts. Les zones de sédimentation fluvioglaciaire active sont actuellement 

concentrées autour des 3 principales rivières d’évacuation des eaux de fonte, correspondant à des 

points bas du relief, où la profondeur de sédiments accumulés est la plus faible. 

57


a) 

b) 

Photo 2 : photographies panoramiques de la plaine d’épandage fluvioglaciaire du Breidamerkurjökull, à l’est 

du Breidarlon. Le torrent proglaciaire principal provient d’un tunnel sous-glaciaire situé à l’ouest de la 

moraine médiane visible à droite de la photographie a). 

Evans et Twigg (2002) reconnaissent deux types principaux de sédimentation fluvioglaciaire : 

une sédimentation produisant des cônes de sandur par transport des sédiments proglaciaires au 

large de la marge glaciaire, et une sédimentation fluvioglaciaire parallèle à la marge glaciaire et 

située entre la marge et les points hauts de la topographie. Les zones étudiées correspondent à la 

deuxième configuration. Ces zones (Figure 23) sont situées entre la marge glaciaire du 

Breidamerkurjökull, le Breidarlon et les dépôts morainiques (moraines moutonnées) et till localisés 

au sud-est de la moraine médiane Mavabyggdarond (zone ouest, Photo 2), et le long de la rivière 

d’évacuation la plus à l’est (zone est). La zone ouest est balayée par un chenal proglaciaire principal 

incisant les alluvions fluvioglaciaires en place et les formations glaciaires. Le chenal d’évacuation est 

dans la continuité d’un chenal sous-glaciaire, son exutoire est le Breidarlon. 

Figure 23 : Carte des sédiments de surfaces de la zone proglaciaire du Breidamerkurjökull. D’après Evans et 

Twigg (2002). 

58


II.2. Méthode 

II.2.1. Caractérisation de l’architecture sédimentaire du dépôt 

fluvioglaciaire de l’Est lyonnais 

L’objectif de l’étude sédimentologique est de caractériser l’architecture sédimentaire du 

dépôt, c’est-à-dire les lithofaciès et les éléments architecturaux, associés à un environnement de 

dépôt propre au site étudié. Afin de décrire ces structures sédimentaires, un affleurement du dépôt 

fluvioglaciaire est nécessaire. L’absence d’affleurement fluvioglaciaire analogue à proximité du bassin 

d’infiltration nous a amené à creuser des tranchées dans le bassin, dans le but de dégager des parois 

utilisables pour une description sédimentologique. L’approche suivie est présentée sur la Figure 24. 

La description sédimentologique sur le terrain a été complétée par des analyses granulométriques 

d’échantillons prélevés de façon stratifiée sur les parois d’excavation. 

Phase de terrain Excavation du dépôt fluvioglaciaire 

Description sédimentologique des lithofaciès et des éléments de dépôt 

Echantillonnage stratifié du dépôt fluvioglaciaire 

Phase de laboratoire Granulométrie grossière par tamisage des échantillons 

Granulométrie 

fine du tamisat 

à 1 mm par 


laser 

Analyse des 

éléments traces 

métalliques après 

minéralisation à 

l’eau régale du 

tamisat à 1 mm * 

Figure 24 : méthodologie utilisée pour la description des structures sédimentaires du dépôt fluvioglaciaire de 

l’Est lyonnais. Les analyses suivies d’une étoile ont été étudiées par Ganaye (2006) et Arambourou (2007), et 

ne seront pas présentées dans le cadre de la thèse. 

II.2.1.a. Excavations 

Deux excavations à la pelle mécanique ont chacune mis à jour une paroi verticale, sur 

laquelle a été effectuée la description sédimentologique aux échelles du lithofaciès et de l’élément 

architectural. Ces excavations ont été réalisées dans la zone A (mai 2005) et dans la zone B (avril 

2004). L’emprise de ces excavations est reportée sur la Figure 25. La Photo 3 montre la réalisation de 

l’excavation de la zone A. Ces excavations ont été creusées suivant deux directions perpendiculaires 

entre elles, de façon à obtenir la plus longue caractérisation latérale possible dans deux sections 

orthogonales croisant l'orientation du paléoécoulement proglaciaire. L’orientation de la paroi 

d’excavation de la zone A était ainsi de 18° N, et de 110° N pour la zone B. 

Les dimensions des parois verticales sont de 13,5 m de long et 2,5 m de profondeur pour 

l’excavation réalisée dans la zone A, et 15 m de long et 3 m de profondeur dans le cas de celle 

réalisée dans la zone B. Ces dimensions ont été déterminés de façon à ce qu'à la fois les 

hétérogénéités texturales (échelle décimétrique) et structurales (échelle métrique) puissent être 

observables. 

59 

Analyse de la 

matière 

organique par 

perte au feu * 

Analyse 

géochimique 

par 

diffraction X *


Notons qu’une investigation au radar géologique (ainsi qu’en panneau électrique pour la 

zone A) de la tranche verticale de sous-sol correspondant à ces parois a été réalisée 24 heures avant 

les excavations (Chapitre C). 

Figure 25 : emprise des excavations réalisées dans les zones A et B du bassin DjR 

Photo 3 : réalisation de l’excavation de la zone A. La paroi d’excavation visible est celle qui a été décrite 

sédimentologiquement. 

60


II.2.1.b. Echantillonnage des lithofaciès 

Les parois d’excavation ont été divisées par sections de 1,5 m de large (9 sections pour 

l’excavation de la zone A, 10 sections pour celle de la zone B), afin de réaliser un échantillonnage des 

lithofaciès par section. Ces sections ont été numérotées par ordre croissant du sud vers le nord pour 

l’excavation de la zone A, et de l’ouest vers l’est pour l’excavation de la zone B. Le choix de la largeur 

des sections a permis d'éviter une surreprésentation d’un même lithofaciès (extension latérale 

métrique des lithofaciès). Les deux parois d’excavation, ainsi que leur division en sections, sont 

présentées sur la Figure 26. 

L’échantillonnage a été réalisé du haut vers le bas, à l’aide d’une pelle couloir et d’une 

truelle. En ce qui concerne la zone B, les sections S1 et S10 en bord d’excavations n’ont pas été 

échantillonnées, et deux échantillons ont été prélevés sur les parois latérales de l’excavation. Les 

échantillons ont été nommés de la façon suivante suivant : α-Sx-y, où α correspond à la zone étudiée 

(A ou B), x représente le numéro de la section (1 ≤ x ≤ 9, x = 0 pour les parois latérales) et y 

représente le numéro de l’échantillon au sein de la section x dans l’ordre de l’échantillonnage, du 

haut vers la bas de l’excavation (l’échantillon α-Sx-1 est le plus proche de la surface du bassin). Au 

sein des lithofaciès, les prélèvements ont été effectués de manière aléatoire. 

Au total, 86 échantillons ont été prélevés sur la paroi de l’excavation réalisée dans la zone A, 

et 41 sur la paroi de l’excavation de la zone B. Ces échantillons ont subi une analyse granulométrique 

par tamisage. Les échantillons de la zone A ont également été analysé par granulométrie laser. 

Figure 26 : parois verticales des excavations réalisées dans la zone A (a) et la zone B (b), et division des parois 

en sections de 1,5 m de large. 

II.2.2. Evaluation de l’analogie sédimentaire du dépôt de l’Est lyonnais 

et des dépôts fluvioglaciaires actuels 

II.2.2.a. Description sédimentologique d’un affleurement 

fluvioglaciaire 

Un affleurement du dépôt fluvioglaciaire du Breidamerkurjökull, produit par l’incision des 

dépôts de la plaine d’épandage par le torrent proglaciaire principal se jetant dans le Breidarlon 

61


(Figure 23), a été étudié. La coupe décrite fait 15 m de long, pour une hauteur moyenne de 1 m 

(Figure 27). Trois logs stratigraphiques, à 3 m, 6 m et 10 m, ont été levés. Un échantillonnage des 

lithofaciès caractérisés au niveau de ces logs a été réalisé (8 échantillons prélevés). Les éléments 

architecturaux et les lithofaciès ont été comparés avec ceux décrits dans le dépôt quaternaire de l’Est 

lyonnais. 

Figure 27 : photographie de l’affleurement décrit dans le dépôt fluvioglaciaire du Breidamerkursandur. Cet 

affleurement est le résultat de l’incision des dépôts fluvioglaciaires par le torrent proglaciaire provenant du 

Breidamerkurjökull. 

II.2.2.b. Etude des lithofaciès de surface de sandur 

L’analogie des processus de transport et de dépôt entre les sandurs actuels et les sandurs du 

Pléistocène permet de supposer une analogie sédimentaire de lithofaciès entre la surface des 

sandurs actuels et les dépôts quaternaires. Cette analogie sédimentaire peut permettre d’une part 

d’observer l’environnement de dépôt dans lequel ce lithofaciès s’est formé (cette observation 

permettant de proposer une interprétation réaliste de l’agencement spatial des lithofaciès de dépôt 

quaternaires), et d’autre part, du fait de l’accessibilité des lithofaciès de surface contrairement aux 

lithofaciès quaternaires, de réaliser des essais de caractérisation, notamment hydrodynamique, afin 

de déterminer des propriétés caractéristiques extrapolables aux lithofaciès quaternaires. 

L’hypothèse a été évaluée par comparaison des lithofaciès de surface des sandurs des Bossons et du 

Breidamerkurjökull avec le dépôt fluvioglaciaire quaternaire de l’Est lyonnais. 

Les structures sédimentaires des lithofaciès fluvioglaciaires présents en surface de plaines 

d’épandage récentes sont difficiles à observer, dans la mesure où les lithofaciès ont une faible 

épaisseur, et leur faible cohésion (hormis les lithofaciès sableux ou fins) ne permet pas d’effectuer 

une coupe stratigraphique. Nous avons fait l’hypothèse que les caractéristiques sédimentaires se 

réduisaient à la simple distribution granulométrique, sans prise en compte de la stratification interne 

aux lithofaciès caractérisés. 

Au total, 38 échantillons ont été prélevés en surface de la zone proglaciaire des Bossons 

(échantillonnage en septembre 2004, septembre 2005, et octobre 2006), et 9 échantillons en surface 

du sandur du Breidamerkurjökull (échantillonnage en juillet 2005). Les distributions 

granulométriques, ainsi que les paramètres descriptifs associés, ont été comparées à ceux des 

lithofaciès caractérisés dans le dépôt de l’Est lyonnais. 

62


II.3. Analyses sédimentologiques et granulométriques 

II.3.1. Caractérisation sédimentologique 

II.3.1.a. Lithofaciès 

Les lithofaciès ont été mesurés en épaisseur et longitudinalement, et décrits suivant des 

considérations de granulométrie (galets, graviers, sables, présence de fines), de fabrique (support 

clastique ou matriciel), de stratifications internes, de granoclassement. Le code de Miall (1978) 

étendu, présenté au Tableau 4 (I.3.1.a), a permis de synthétiser les informations collectées lors de 

cette description. Nous rappelons que ce code est constitué par une suite de lettres (i1 I1 i2 i3, i4) 

précisant la fraction granulométrique majoritaire (en majuscule) et éventuellement la fraction 

secondaire (en minuscule) si elle est jugée importante (i1 / I1 : g / G pour graviers, s / S pour sables, f / 

F pour fines ; c pour cailloux et b pour blocs), le support de la texture (i2 : c pour une texture à 

support clastique, ou clast-supported, i.e. grains jointifs, m pour une texture à support matriciel, ou 

matrix-supported, i.e. grains non-jointifs au sein d’une matrice, - pour des lithofaciès sans matrice), 

leur structure sédimentaire (i3 : m pour massif, x pour stratifié), et éventuellement des informations 

complémentaires (i4 : o pour structure « ouverte » sans matrice, b pour granulométrie bimodale, i 

pour imbrication de graviers, et a pour structure d’alternance). 

II.3.1.b. Eléments architecturaux 

Les éléments architecturaux sont caractérisés sur les affleurements de dépôt fluvioglaciaire 

(parois d’excavation pour le dépôt de l’Est lyonnais, incision des dépôts proglaciaires dans le cas du 

Breidamerkursandur). Chaque élément architectural correspond à une configuration particulière de 

lithofaciès. La stratification des lithofaciès (mésostratification correspondant à une changement de 

lithologie ou de pendage) est donc caractéristique d’un éléments architectural. L’analyse de ces 

stratifications permet ainsi de délimiter et d’interpréter les éléments architecturaux (par exemple, 

des mésostratifications en auge peuvent être caractéristiques d’une structure de remplissage). 

II.3.2. Analyses granulométriques 

En ce qui concerne les analyses granulométriques, les classes granulométriques auxquelles il 

est fait référence sont celles de Wentworth (1922). Ces classes sont définies de la façon suivante (D 

est le diamètre des grains) : argiles : D < 4 µm ; silts : 4 µm < D < 63 µm ; sables : 63 µm < D < 2 mm ; 

graviers : 2 mm < D < 64 mm ; cailloux : 64 mm < D < 256 mm ; blocs : 256 mm < D. 

II.3.2.a. Analyse granulométrique par tamisage 

Les analyses granulométriques ont été réalisées par tamisage à sec selon la norme NF P94- 

056, à l’exception des échantillons de la zone B du bassin DjR qui ont été analysés dans un premier 

temps par tamisage par voie humide selon la norme NF P18-560, puis par tamisage à sec selon la 

norme NF P94-056. 

Les échantillons de la zone B ont été les premiers à être analysés. Le tamisage par voie 

humide a permis de séparer la fraction fine des fractions les plus grossières. Au regard des faibles 

fractions fines (argiles et silts) mesurées (inférieures à 5 %), la première phase de tamisage par voie 

humide, coûteuse en temps, a été abandonnée. 

II.3.2.b. Analyse granulométrique par diffraction laser 

Ces analyses ont été réalisées selon la norme NF ISO 13320-1 sur les tamisats à 1mm des 

échantillons. L'appareil utilisé est un Mastersizer 2000 (gamme de mesure de 20nm à 2mm), avec le 

63


module de dispersion d’échantillons Hydro G (Malvern, Royaume Uni). Le choix du tamisat à 1mm a 

été fait afin d’éviter la détérioration de l’appareil (le tamisat à 2 mm peut comporter des éléments 

dont la dimension la plus longue excède 2mm). Le dispersant utilisé est de l’eau (indice de 

réfraction : 1,33 à 20°C). La sonde à ultrasons du module de dispersion a été utilisée afin de disperser 

les agrégats éventuels. 

II.3.2.c. Paramètres descriptifs des distributions granulométriques 

Les paramètres descriptifs des distributions granulométriques généralement étudiés sont le 

grain moyen, le classement (qui traduit l’étalement de la distribution autour du grain moyen), 

l’asymétrie (asymétrie de la distribution par rapport à une distribution idéale centrée sur la 

moyenne), et l’acuité (correspondant au degré de concentration des grains autour de la moyenne ou 

à proximité des queues de la distribution granulométrique). Par la suite, nous présentons seulement 

les résultats concernant le grain moyen et le classement. 

Ces paramètres ont été estimés avec le logiciel Gradistat (Blott et Pye, 2001). Gradistat 

réalise cette estimation par méthode graphique (méthode de Folk et Ward) ou par la méthode 

mathématique des moments. Les calculs par la méthode des moments sont effectués sur la base 

d’une distribution granulométrique log-normale. On suppose donc que la courbe de fréquence 

représentée en échelle logarithmique suit une loi normale. Le choix de cette méthode n’est donc pas 

approprié à une distribution plurimodale. Les résultats présentés ont donc été calculés à partir de la 

méthode de Folk et Ward. Cette méthode est applicable à toute distribution granulométrique, qu’elle 

soit unimodale ou plurimodale. Elle n’exige qu’un nombre limité de points expérimentaux 

(percentiles à 5%, 16%, 25%, 50%, 75%, 84%, et 95%). Lorsque les points expérimentaux manquent, 

une valeur interpolée est calculée. L’interpolation faite par Gradistat est linéaire. Les paramètres 

descriptifs sont calculés à partir des relations présentées au Tableau 6. Un des avantages de cette 

méthode réside dans le fait qu’il n’est pas nécessaire de connaître les queues de distributions 

(particules les plus grossières et les plus fines), qui peuvent être difficiles à obtenir 

expérimentalement, notamment pour les granulométries les plus fines. 

Tableau 6 : Calcul des paramètres descriptifs (grain moyen et classement) d’une distribution 

granulométrique par la méthode de Folk et Ward. représente le ième percentile de la courbe 

granulométrique cumulée. D’après Blott et Pye (2001). 

Grain moyen Classement 

 

 

64 

 

 

,


III. Résultats et discussions 

III.1. Caractérisation sédimentologique du dépôt fluvioglaciaire de l’Est 

lyonnais 

La description sédimentologique de la formation fluvioglaciaire de l’Est lyonnais est effectuée 

aux échelles correspondant à l’échelle de l’ouvrage. Il s’agit des échelles mésoscopique, ou échelle 

du lithofaciès, et macroscopique, ou échelle de l’élément architectural. Dans un premier temps, nous 

établissons une classification des lithofaciès fluvioglaciaires décrits sur les parois des deux 

excavations réalisées dans le bassin DjR. Sur la base de cette classification, nous décrivons 

l’organisation de ces lithofaciès-types en éléments architecturaux. Enfin, l’interprétation 

paléoenvironnementale permet d’aborder une troisième échelle intervenant à l’échelle de l’ouvrage, 

l’échelle mégascopique, nécessaire dans le cas de notre site d’étude à la compréhension globale de la 

formation fluvioglaciaire sous-jacente. 

III.1.1. Caractéristiques sédimentaires des lithofaciès fluvioglaciaires de 

l’Est lyonnais 

L’hétérogénéité texturale du dépôt fluvioglaciaire de l’Est lyonnais se traduit par la présence 

de trois ensembles de lithofaciès distincts. Il s’agit tout d’abord de graviers sableux, présents en très 

forte majorité sur les parois d’excavation décrites. Nous verrons que cet ensemble est composé de 

deux lithofaciès distincts. Il s’agit ensuite de deux ensembles minoritaires, que sont les graviers sans 

matrice fine, caractérisés par leur structure macroporeuse, et les sables, contrastant fortement avec 

les deux ensembles précédents de par leur granulométrie plus fine. La typologie des lithofaciès est 

présentée au Tableau 7. 

III.1.1.a. Lithofaciès sableux S-x 

Ce lithofaciès est composé en très large majorité de sables fins à grossiers (Figure 28). Le 

grain moyen des échantillons de sable prélevés sur la paroi de la zone A est de 325 ± 43 μm. Il est 

significativement plus élevé et variable dans le cas des échantillons sableux de la zone B (617 ± 240 

μm). Aucune matrice argileuse et/ou silteuse n’est présente. Ce lithofaciès est modérément bien à 

modérément classé d’après la classification de Folk et Ward. Il s’agit du lithofaciès, avec le lithofaciès 

de graviers sans matrice, qui a le meilleur classement granulométrique. Des structures sédimentaires 

correspondant aux phases de dépôt des sables sont clairement identifiables. La classification de ce 

lithofaciès suivant le code de Heinz et al. (2003) est S-x. 

Figure 28 : distribution granulométrique cumulée des échantillons de lithofaciès S-x des zones A et B. 

65


Au niveau de la paroi d’excavation de la zone A, le lithofaciès sableux S-x est présent entre les 

sections S1 et S4, au sein d'une épaisse lentille d'épaisseur approchant 1 m à sa base. Cette lentille se 

divise en deux parties, marquée chacune par leur limite Nord biseautée (S3 pour la lentille supérieure 

et S4 pour la lentille inférieure). Les contrastes de teneur en eau permettent de suivre les structures 

sédimentaires internes à cette lentille sableuse (Photo 4). A la base de la partie inférieure de la 

lentille, la stratification est oblique tangentielle. L’inclinaison est orientée vers le Nord. Elle évolue 

vers le haut de la lentille vers une stratification en rides grimpantes progradantes. Dans la partie 

supérieure, la stratification est oblique et légèrement inclinée vers le sud. Les sables sont plus fins 

dans la partie supérieure. Cette granulométrie plus fine entraîne une teneur en eau plus élevée à ce 

niveau. 

Photo 4 : lentille sableuse présente entre les sections S1 et S4 de la paroi d’excavation de la zone A. Les 

structures sédimentaires sont nettement visibles. 

Au niveau de la paroi d’excavation de la zone B, le lithofaciès S-x est constitué de sables 

moyens à grossiers, rudimentairement classés. Les lithofaciès sableux ont une épaisseur d’une 

dizaine de centimètres et une extension latérale de plusieurs décimètres. La stratification est 

horizontale dans le cas de la lentille de sable la plus à l’ouest, et oblique parallèle aux limites des 

lentilles les plus à l’est. La granulométrie de la lentille située à l’ouest est plus fine. 

Figure 29 : détails des structures sédimentaires internes au lithofaciès S-x décrit sur la paroi d’excavation de 

la zone B. 

Ces sables ont des caractéristiques similaires à celles des lithofaciès sableux quaternaires 

décrits auparagraphe I.3.1.b.ii. En ce qui concerne la lentille de la zone A, les stratifications obliques 

tangentielles peuvent être interprétées comme la migration de rides ou de dunes sableuses sur les 

parois d’un creux d’érosion (Figure 30). Les sables ont rempli progressivement le creux d’érosion. 

66


Cette stratification est surmontée par des rides grimpantes, produit de la migration de rides de sable. 

La stratification légèrement inclinée de la partie supérieure correspond à un lit plan, pouvant 

correspondre à une augmentation de la vitesse d’écoulement. Ces dépôts se sont formés à bas 

régime d’écoulement, lors de flux de vannage, ou par apports ponctuels lors de crues de 

débordement. En ce qui concerne la zone B, la stratification parallèle à la forme globale en auge 

délimitée par les lithofaciès sableux s’interprète par l’aggradation de sables à bas régime 

d’écoulement (tapissage basal d’un creux d’érosion). 

Figure 30 : hypothèse de remplissage sableux de creux d’érosion. D’après Cojan et Renard (1999). 

III.1.1.b. Lithofaciès de graviers sableux Gcm et Gcm,b 

Ces lithofaciès sont constitués de graviers sableux rudimentairement classés à support 

clastique. Les distributions granulométriques sont présentées sur la Figure 31. La fraction en graviers 

représente 85 % environ. La distribution granulométrique s’étale des sables fins aux graviers et 

cailloux. La différence entre les lithofaciès Gcm et Gcm,b réside dans la distribution granulométrique. 

Le lithofaciès Gcm a une distribution granulométrique étalée (Figure 31a). Ce lithofaciès est 

généralement présent dans les 30 premiers centimètres sous la surface du bassin. Le lithofaciès 

Gcm,b a une distribution granulométrique bimodale (Figure 31b), avec un mode grossier 

correspondant à la fraction en graviers (principalement des granules selon la terminologie de 

Wentworth) et un mode de sables fins (centré sur un diamètre moyen de grain de 325 μm pour les 

lithofaciès de la zone A) correspondant à la matrice sableuse. La fraction massique sableuse d'un 

lithofaciès Gcm,b est comprise en moyenne entre 15 et 20%. Cette plus grande quantité de sable fin 

dans le lithofaciès Gcm,b peut être due à un remplissage tardif de sable dans un lithofaciès 

essentiellement graveleux (Heinz et al., 2003). Ces lithofaciès se retrouvent sous la lentille de sable 

de la zone A. La sédimentation de grains sableux dans le creux d’érosion a pu engendrer une 

infiltration de sables dans les interstices de graviers, contribuant à augmenter la fraction sableuse et 

accentuer la bimodalité de la distribution granulométrique. 

Figure 31 : distribution granulométrique cumulée des échantillons de lithofaciès Gcm (a) et Gcm,b (b) des 

zones A et B. 

67


Le lithofaciès Gcm,b alterne avec des lithofaciès de graviers sans matrice. Cette alternance, 

décrite au niveau d’autres dépôts fluvioglaciaires quaternaires (I.3.1.b), constitue le lithofaciès Gcg,a. 

L’interprétation de cette alternance dans le cas du site étudié est présentée au III.1.1.c. En ce qui 

concerne le lithofaciès Gcm, il est à rapprocher des graviers gris (Grey Gravels) décrits dans les 

alluvions fluvioglaciaires de la vallée du Rhin (I.3.1.b.i). Il présente des caractéristiques communes à 

ces lithofaciès, comme la stratification mal définie ou massive, et les pourcentages de sables (entre 

10 et 30%) et de graviers (entre 70 et 90%). De la même façon que pour les dépôts quaternaires de la 

vallée du Rhin, ce lithofaciès s’interprète comme un dépôt sous fort régime d’écoulement. Ce 

lithofaciès peut correspondre à la migration de nappe de charriage de graviers. 

Notons enfin que certains lithofaciès Gcm échantillonnés sur la paroi d’excavation de la zone 

A présentent une coloration noire prononcée, associée à la fraction silteuse plus élevée que dans les 

autres lithofaciès (III.1.2.a). Ce lithofaciès est appelé par la suite "couche noire". 

III.1.1.c. Lithofaciès de graviers sans matrice Gcg,o ou Gcx,o 

Ce type de lithofaciès est composé de graviers à support clastique sans matrice sableuse ni 

fine (argile et/ou silts). Les distributions granulométriques des échantillons prélevés sont présentées 

sur la Figure 32. Ces lithofaciès sont modérément à rudimentairement classés. La granulométrie la 

plus grossière est centimétrique. L’épaisseur de ces lithofaciès est centimétrique à décimétrique. 

Leur extension latérale est décimétrique à métrique. Ces lithofaciès peuvent être granoclassés 

(granoclassement normal, classification Gcg,o suivant le code de Heinz et al. (2003)). Ces lithofaciès 

sont obliques (stratification plane ou tangentielle), horizontaux ou subhorizontaux. 

Les stratifications horizontales et subhorizontales correspondent à la migration de nappe de 

charriage de graviers (Lunt et al., 2004a). Les lithofaciès correspondant (Gcx,o) constituent la base 

des structures engendrées par la migration. Ils peuvent être associés à des lithofaciès à 

granulométrie hétérométrique, comme les lithofaciès Gcm. 

Les lithofaciès granoclassés Gcg,o sont associés aux graviers sableux bimodaux Gcm,b. Cette 

structure d’alternance s’observe sur les parois des deux excavations. Elle correspond au lithofaciès 

Gcg,a (Gravel Couplets) largement décrit dans les dépôts fluvioglaciaires quaternaires (Tableau 5). 

Nous distinguerons par la suite les deux lithofaciès composant cette unité génétique, car ils ont des 

propriétés hydrodynamiques très différentes (Chapitre D). Ces alternances ont une stratification 

plane inclinée ou tangentielle. Ces alternances correspondent à la migration de dunes de graviers. La 

ségrégation granulométrique à la crête des dunes a engendré la mise en place, dans le creux des 

dunes, de graviers sableux bimodaux, surmontés lors de la migration de la dune par des graviers sans 

matrice. 

La stratification tangentielle peut être due à la migration de dunes de graviers sur une face 

de creux d’érosion. La migration des dunes produit une alternance de graviers sans matrice et de 

graviers sableux bimodaux, par le mécanisme explicité plus haut. Cette stratification tangentielle 

peut être surmontée de graviers sans matrice à stratification horizontale ou subhorizontale. Cette 

stratification s’interprète comme la migration d’une nappe de charriage de graviers (ou d’une 

structure de dimensions plus élevées, comme une barre de graviers), à l’origine de graviers sans 

matrice à stratification horizontale surmontant le remplissage du creux d’érosion. 

68


Figure 32 : distribution granulométrique cumulée des échantillons de lithofaciès Gcg,o et Gcx,o des zones A 

et B. 

III.1.1.d. Conclusion et discussion sur la typologie de lithofaciès 

établie 

III.1.1.d.i. Typologie de lithofaciès 

La caractérisation du dépôt fluvioglaciaire à l’échelle mésoscopique met en évidence une 

typologie de 4 lithofaciès, présentée au Tableau 7. Les lithofaciès majoritaires sont les graviers 

sableux, qui se distinguent par la forme de leur distribution granulométrique, étalée en ce qui 

concerne le lithofaciès Gcm et bimodale dans le cas des lithofaciès Gcm,b. Deux types de lithofaciès 

minoritaires ont également été décrits. Il s’agit du lithofaciès S-x, constitué majoritairement de sables 

moyens et se présentant sous la forme de lentilles d’épaisseur très variable à stratifications internes, 

et des lithofaciès Gcg,o et Gcx,o, constitués de graviers sans matrice sableuse ou fine. Ces derniers 

sont associés aux graviers sableux bimodaux, au sein d’une structure d’alternance Gcg,a. L’ensemble 

de ces lithofaciès fluvioglaciaires quaternaires a déjà été décrit au niveau d’autres dépôts 

quaternaires, présentés au I.3.1.b. La typologie définie au niveau de l’Est lyonnais est cependant 

moins étendue que celle définie au Tableau 5. Les mélanges de sables et graviers GS-x, 

intermédiaires entre les sables et les graviers sableux, ainsi que les graviers sableux riches en cailloux 

et blocs (Brown gravels), n’ont pas été décrits au niveau des parois d’excavation. Cette différence de 

typologie s’explique par la faible représentativité des deux parois d’excavation par rapport à 

l’ensemble des sites d’études utilisés pour dresser la typologie du Tableau 5, et donc une gamme 

moins large d’environnement de dépôt à l’origine de la sédimentation des lithofaciès. La typologie 

établie est donc une typologie valable localement, au niveau du bassin d’infiltration. 

III.1.1.d.ii. Intérêt de l’analyse granulométrique 

Sur le diagramme triangulaire graviers/sables/fines de la Figure 33 a été représenté 

l’ensemble des lithofaciès échantillonnés sur les parois des deux excavations creusées dans le bassin 

DjR (117 échantillons au total, dont 16 lithofaciès S-x, 28 lithofaciès Gcx,o ou Gcg,o, 38 lithofaciès 

Gcm et 35 lithofaciès Gcm,b). L’analyse granulométrique par tamisage mécanique permet de 

distinguer facilement les lithofaciès sableux (fraction sableuse supérieure à 70% et fraction en 

particules fines inférieure à 5%), et dans une moindre mesure les graviers sans matrice (fraction en 

graviers supérieure à 90%). La distinction entre les deux types de graviers sableux est cependant 

moins nette. Les graviers sableux ont une fraction en graviers comprise entre 70 et 90%. La limite 

entre les lithofaciès Gcm et Gcm,b se situe à environ 15% de fraction sableuse. 

69


10 cm 

Tableau 7 : Typologie ypologie de lithofaciès du dépôt fluvioglaciaire sous sous-jacent jacent au bassin DjR. Le dépôt 

fluvioglaciaire est majoritairement constitué par les lithofaciès Gcm et Gcm,b. 

Photo 

Lithofaciès 

Faciès 1: S--x 

Sables moyens, pauvrement à bien classés, de grain moyen 325 ± 

43µm, m, sans matrice silteuse ou argileuse, laminations internes 

planes ou inclinées correspondant aux phases de dépôt des 

sables 

20 cm 

Faciès 2: Gcm 

Mélanges sablo-graveleux présentant une granulométrie étalée 

(sables fins à graviers grossiers), généralement présents dans 

les 30 premiers centimètres sous la surface du bassin, fraction de 

graviers prépondérante (85%) 

20 cm 

Faciès 3: Gcm,b 

Mélanges sablo-graveleux à granulométrie bimodale, présentant 

un mode grossier - graviers moyens à grossiers - et un mode 

sableux - matrice de sables moyens ( (325 µm) 

15 cm 

Faciès 4: Gcx,o/Gcg,o 

Lithologie 

Graviers raviers sans matrice sableuse, assez bien à bien classés, de 

taille centimétrique pour les éléments les plus grossiers, sous la 

forme de lentilles inclinées progradantes (Gcg,o) ou de fines 

couches subhorizontales (Gcx,o) 

70 

Distribution granulométrique


Figure 33 : triangle textural représentant les fractions en graviers (D > 2 mm), en sables (2 mm > D > 63 µm), 

et en fines (argiles et silts, D < 63 µm) et les domaines de variation granulométrique des lithofaciès 

fluvioglaciaires sous-jacents au bassin DjR. 

L’analyse des paramètres descriptifs des distributions granulométriques (grain moyen et 

classement) permet de compléter l’analyse des fractions granulométriques. Les Figure 34 et Figure 

35 représentent les variations du grain moyen et du classement sur les parois d’excavation de la zone 

A et de la zone B respectivement. Les lithofaciès S-x se caractérisent par un grain moyen 

significativement plus faible que celui des autres lithofaciès graveleux. Les lithofaciès S-x sont 

également ceux qui ont le meilleur classement granulométrique. Les lithofaciès Gcg,o et Gcx,o ont 

également un meilleur classement que les autres lithofaciès graveleux. Ce classement est parfois 

aussi bon que les lithofaciès sableux. L’absence de matrice tend à augmenter le grain moyen de ces 

lithofaciès. A l’inverse, l’abondance de matrice sableuse des lithofaciès Gcm,b par rapport aux 

lithofaciès Gcm a tendance à diminuer le grain moyen de ce lithofaciès. Les lithofaciès Gcm,b sont 

donc les lithofaciès graveleux ayant le plus faible grain moyen et le plus mauvais classement 

granulométrique. 

Au regard de cette analyse, il semble que le grain moyen et le classement sont deux 

paramètres descriptifs des distributions granulométriques suffisants pour effectuer la distinction 

entre les quatre lithofaciès type, et notamment entre les deux lithofaciès de graviers sableux. Des 

analyses de variance ont été effectuées afin d’évaluer statistiquement la significativité des 

différences entre les lithofaciès majoritairement constitués de graviers vis-à-vis du grain moyen et du 

classement. En ce qui concerne le grain moyen, la différence entre le grain moyen des deux 

lithofaciès de graviers sableux est significative. La différence de distribution granulométrique entre 

ces deux lithofaciès entraîne une différence du classement également statistiquement significative. 

Le classement des graviers sans matrice est quant à lui significativement différent des deux types de 

graviers sableux. 

71


Figure 34 : représentation schématique du grain moyen (diamètre des bulles) et du classement de Folk et 

Ward (suivant le code couleur) des 86 échantillons prélevés sur la paroi de l’excavation de la zone A. 

Figure 35 : représentation schématique du grain moyen (diamètre des bulles) et du classement de Folk et 

Ward (suivant le code couleur) des 41 échantillons prélevés sur la paroi de l’excavation de la zone B. 

La comparaison du grain moyen et du classement, couplée avec la distinction des fractions en 

sables et graviers, permet donc de discriminer chacun des 4 lithofaciès. Ce résultat montre que ces 

paramètres sont discriminants vis-à-vis des lithofaciès, et peuvent donc être utilisés en tant que 

paramètres représentatifs des lithofaciès dans des analyses multivariées par exemple. 

Par la suite, l’analogie entre les lithofaciès fluvioglaciaires quaternaires de l’Est lyonnais et les 

lithofaciès actuels sera effectuée sur la base des distributions granulométriques des échantillons et 

de ces 4 paramètres descriptifs. Notons bien que la seule analyse granulométrique ne rend pas 

compte des stratifications internes aux lithofaciès. Ces stratifications peuvent avoir un effet 

significatif sur l’anisotropie des propriétés hydrodynamiques. L’analyse granulométrique est 

simplement un moyen de comparaison des lithofaciès lorsque la structure sédimentaire n’est pas 

visible. Ceci est le cas des lithofaciès présents en surface de plaines d’épandage fluvioglaciaire 

récentes. 

72


III.1.2. Description des parois d’excavation et interprétation des 

éléments architecturaux 

III.1.2.a. Paroi d’excavation de la zone A 

III.1.2.a.i. Description 

Quatre unités principales ont été décrites au niveau de la paroi d’excavation de la zone A. Ces 

unités sont appelées unités 1, 2, 3 et 4, de la base vers le haut de la paroi d’excavation, 

correspondant à la surface du bassin (Figure 36). 

L'unité 1 est présente dans la partie nord de la paroi d’excavation. Elle se compose 

principalement de lithofaciès Gcm et Gcm,b, dans lesquels de fines couches de graviers sans matrice 

sont insérées. Ces couches pendent légèrement vers le nord. L'unité 2 se compose d'une alternance 

de lithofaciès Gcm,b et de lithofaciès Gcg,o. Les couches de Gcg,o ont une épaisseur moyenne de 5 

cm. Ces couches sont inclinées vers le sud. Cette unité correspond donc à un changement de 

pendage des lithofaciès de graviers sans matrice. L'unité 3 se compose d’un épais lithofaciès S-x (1 m 

à sa base) dans la partie inférieure et de lithofaciès Gcm ou Gcm,b avec des lithofaciès Gcg,o 

intercalés dans la partie supérieure. Les structures sédimentaires ont été décrites au III.1.1.a. Le 

pendage des lithofaciès Gcg,o vers le Nord dans la partie supérieure de cette unité confirme 

l'hypothèse d'une phase de dépôt identique à celle du sable. L'unité 4, située juste sous la surface du 

bassin, a une épaisseur d'environ 25 à 30 centimètres. Cette unité semble avoir été déposée dans un 

système à régime d’écoulement élevé, compte tenu de la distribution granulométrique étalée du 

lithofaciès Gcm. Cette unité est perturbée par les racines de la végétation présente en surface du 

bassin d’infiltration. Notons la présence d’un horizon noirâtre à la base de cette unité, correspondant 

au lithofaciès Gcm dénommé "couche noire". 

Figure 36 : interprétation de la paroi d’excavation de la zone A aux échelles du lithofaciès et de l’élément 

architectural. 

III.1.2.a.ii. Evolution de la fraction granulométrique fine 

en profondeur 

Les résultats présentés sur la Figure 37 correspondent à la section A-S3. L’évolution de la 

fraction granulométrique fine dans cette section est représentative de l’ensemble des sections de la 

paroi d’excavation de la zone A. 

La courbe granulométrique de la fraction inférieure à 1 mm correspondant à la couche de 

sédiment de surface a une nette allure bimodale. La fraction volumique du mode le plus fin (entre 40 

µm et 65 µm) est la plus importante (fraction volumique de 5,5% pour le lithofaciès A-S3-1, Figure 

37). Le mode secondaire, compris entre 250 µm et 450 µm (450µm pour le lithofaciès A-S3-1, Figure 

37, fraction volumique de 2,1%), traduit la présence d’éléments sableux dans la couche de surface. 

73


La fraction inférieure à 1 mm de la couche sous-jacente aux sédiments de surface, constituée 

d’un lithofaciès Gcm, a une allure bimodale peu marquée et inversée par rapport à la couche de 

sédiments. Le mode principal (fraction volumique de 9,5% pour le lithofaciès A-S3-2, Figure 37) 

correspond à des particules de 400 µm. Le mode secondaire s’est déplacé vers les granulométries 

plus grossières, et se situe entre 45 et 80µm. La base du lithofaciès Gcm, correspondant à l’horizon 

noir observé entre 20 et 30 cm de profondeur (lithofaciès dénommé "couche noire", échantillons de 

type A-Sx-3), a également une allure bimodale. Les deux modes granulométriques correspondent à 

ceux décrits pour le lithofaciès Gcm supérieur. Le pourcentage volumique du mode principal (400µm) 

est cependant plus faible (fraction volumique de 6,5% pour le lithofaciès A-S3-3, Figure 37), alors que 

celui du mode secondaire (60 µm) est plus significatif (fraction volumique de 3% pour le lithofaciès A- 

S3-3, Figure 37). 

Sous l’horizon noir, les courbes granulométriques des tamisats à 1 mm des échantillons sont 

similaires et unimodales. Le mode granulométrique est observé entre 300 et 400 µm, et les 

pourcentages volumiques dépassent 10%. Notons cependant que la position du grain moyen dépend 

du lithofaciès : le mode principal est déplacé vers les 300µm pour les échantillons correspondant au 

lithofaciès S-x. De plus, une légère augmentation de la fraction silteuse est à noter dans la partie 

supérieure de la lentille de sable. 

Figure 37 : courbes de fréquence granulométrique associées aux tamisats à 1mm des échantillons A-S3-1, A- 

S3-2, A-S3-3 et A-S3-4 (Ganaye et al., 2007). 

III.1.2.a.iii. Interprétation 

Le dépôt fluvioglaciaire au niveau de la paroi d’excavation de la zone A peut être divisé en 

deux sous-systèmes, liés à la genèse du dépôt, ainsi qu’à l’influence de la couche de sédiments 

présente en surface du bassin d’infiltration. 

À la base de la paroi d’excavation (unités 1 à 3), la sédimentation dominante correspond à un 

remplissage de creux d’érosion. Ce remplissage est associé à la lentille sableuse, ainsi qu’aux 

74


alternances de graviers sans matrice et de graviers sableux, mises en places par migration de 

mésoformes de dépôt dans des creux d’érosion. Ces unités sont similaires aux structures "cut-andfill", 

décrites notamment par Heinz et al. (2003) dans la vallée du Rhin. Les lithofaciès constitutifs de 

ces unités sont de nature variée : Gcm, Gcm,b, Gcx,o, Gcg,o et S-x. Une interprétation de l’alternance 

de lithofaciès Gcg,o et Gcm,b à pendage tangentiel observée dans la partie nord de l'unité 3 est 

donnée par Huggenberger et Regli (2006). Cette alternance se développe simultanément avec la 

couche de graviers sus-jacente (fines couches de Gcx,o). Pendant la phase de dépôt, une variation 

brusque de la topographie, d’une couche de graviers en surface d’une barre vers un creux d’érosion, 

génère une zone de séparation d'écoulement, favorisant une ségrégation granulométrique et la mise 

en place d’une alternance de lithofaciès Gcg,o et Gcm,b tangentiel à la dépression. Ainsi, les 

ensembles Gcg,o/Gcm,b tangentiels peuvent être interprétés par la migration de dunes de graviers 

sur la face latérale d’un creux d’érosion correspondant à la limite basale de l’unité 3 dans la partie 

nord. 

Le niveau supérieur (unité 4 sur la Figure 36) correspond à un système à régime 

d'écoulement élevé, compte-tenu de la distribution granulométrique étalée du lithofaciès Gcm. Cette 

unité correspond à la zone racinaire de la végétation présente sur la surface du bassin d'infiltration. 

L’analyse au granulomètre laser a mis en évidence une plus grande quantité de particules silteuses 

que pour les lithofaciès des unités sous-jacentes, à l’origine d’une bimodalité de la distribution 

granulométrique des tamisats à 1mm. L’étude des minima des courbes granulométriques permet de 

mettre en évidence une séparation des deux modes observés à 105 µm environ (Arambourou, 2007). 

Cette fraction granulométrique fine, se retrouvant essentiellement dans les sédiments de surface, 

correspond à celle des particules transportées par les eaux pluviales (Arambourou, 2007). Cette 

fraction granulométrique peut-être considérée comme la signature des sédiments de surface, et 

n’est pas inhérente à la formation fluvioglaciaire. La présence de cette fraction granulométrique fine 

dans le lithofaciès Gcm sous-jacent est notamment visible à la base de l’unité 4. La quantité 

importante de particules fines explique l’horizon noirâtre, que nous avons dénommé "couche noire". 

La présence de particules silteuses au sein de l’unité 4 peut s’expliquer par une migration des 

sédiments de surface en profondeur, par l’intermédiaire de chemins préférentiels, notamment le 

long de l’appareil racinaire, ou par un changement de porosité ou de géochimie entre les deux soussystèmes 

caractérisés (Arambourou, 2007; Ganaye et al., 2007). La présence de ces particules 

silteuses peut contribuer à augmenter l’amplitude des réflecteurs GPR lors des périodes sèches (Van 

Dam et al., 2002). 

III.1.2.b. Paroi d’excavation de la zone B 

III.1.2.b.i. Description 

La Figure 38 représente l'affleurement de la zone B, ainsi que son interprétation 

sédimentologique. Trois unités principales ont été décrites, elles sont numérotées de 6 à 8 du bas 

vers le haut de l’excavation. 

L’unité 5, correspondant à des profondeurs supérieures à 2 m, est caractérisée par une 

progradation de l’alternance Gcg,o/Gcm,b entre les sections 1 à 6. Les couches de graviers sans 

matrice granoclassées, d’épaisseur décimétrique, sont inclinées vers l’ouest. Cette progradation est 

surmontée par de fines couches de graviers sans matrice subhorizontales. Ces fines couches 

s’observent également dans la partie est. Elles délimitent l’interface entre l’unité 5 et l’unité 6, située 

à des profondeurs comprises entre 0,7 m et 2 m. L’unité 6 est principalement constituée de graviers 

sableux, au sein desquels des lithofaciès sableux ou de graviers sans matrice sont intercalés. Ces 

lithofaciès minoritaires, inclinés ou en auge, décrivent une structure générale en auge s’étalant des 

sections 2 à 8. Les lithofaciès Gcg,o de cette unité ont une extension horizontale plus faible que ceux 

de l’unité inférieure. L’unité 7 se situe à des profondeurs inférieures à 1 m. Ce niveau est constitué 

75


d’une couche massive composée d’un lithofaciès de type Gcm, avec des passages de graviers sans 

matrice subhorizontaux d’extension latérale plurimétrique (lithofaciès Gcx,o). Ces graviers sans 

matrice délimitent l’interface entre les unités 6 et 7 dans la partie est de la paroi d’excavation. Cette 

limite n’a pas été caractérisée dans la partie ouest. Des horizons à coloration orangée, pouvant 

correspondre à des oxydes de fer, ont été caractérisés au niveau d’interfaces entre des graviers sans 

matrice et les graviers sableux. Notons enfin dans la partie supérieure de la section S1 la présence 

d’un lithofaciès sableux, dont la base est inclinée vers l’ouest. 

Figure 38 : interprétation de la paroi d’excavation de la zone B aux échelles du lithofaciès et de l’élément 

architectural. 

III.1.2.b.ii. Interprétation 

La progradation des alternances Gcg,a de l’unité 5 traduit la migration de dunes de graviers, 

de l’est vers l’ouest. Cette progradation pourrait être liée à la migration de dunes de graviers sur la 

face aval d’une barre de graviers, dont la migration aurait produit les fines couches de graviers sans 

matrice à l’interface entre les unités 5 et 6. 

Le passage à l’unité 6 est marqué par un changement de la stratification. Les lithofaciès S-x et 

Gcg,o sont inclinés ou en auge. L’organisation générale en auge correspond à un remplissage de 

creux entre les sections S2 et S8. De part et d’autres de cette structure, les graviers sableux, 

appartenant à des barres de graviers, sont majoritaires. 

L’étalement granulométrique du lithofaciès Gcm de l’unité 7 traduit un dépôt des éléments 

détritiques sous un régime d’écoulement élevé, à l’origine d’un apport massif d’éléments à 

granulométrie très variée. Cette unité correspond à une nappe de charriage de graviers. La présence 

de couches subhorizontales de graviers sans matrice correspond à la base d’une nappe de charriage 

de graviers. La migration par impulsions de ces mésoformes expliquerait la succession verticale des 

graviers sans matrice. 

III.1.2.c. Conclusion sur l’interprétation des éléments architecturaux 

Les unités mises en évidence sont typiques d’un système de dépôt grossier de rivière en 

tresse, caractéristiques des dépôts fluvioglaciaires. Les principales structures mises en évidence sont 

des dunes de graviers, dont la migration produit des alternances entre graviers sans matrice et 

graviers sableux bimodaux (unités 1, 2, 3 et 5), des remplissages de creux, de nature variée 

(remplissage sableux du bas de l’unité 3, remplissage grossier de l’unité 6), et des nappes de 

charriage de graviers, mésoformes présentes principalement à proximité de la surface du bassin 

d’infiltration (unités 4 et 7). La présence de nappes de charriage de graviers traduit un dépôt sous 

régime d’écoulement élevé. Ce régime peut s’interpréter par un événement allocyclique, expliquant 

la présence du lithofaciès Gcm à des profondeurs similaires au niveau des zones A et B. Les 

dimensions des parois d’excavation sont cependant insuffisantes pour dégager entièrement les 

76


éléments architecturaux du dépôt fluvioglaciaire, notamment les barres de graviers auxquelles 

appartiennent les mésoformes caractérisées. Les éléments architecturaux sont analogues à ceux 

caractérisés au niveau d’autres dépôts quaternaires, présentés sur la Figure 19. Ces éléments 

architecturaux ont été mis en place dans un paléoenvironnement correspondant à une zone de débit 

principale, caractérisée par des dépôts constitués essentiellement de remplissages de creux à 

structure interne de lithofaciès Gcm et Gcg,a, et occasionnellement d’éléments d’accrétion à 

stratifications horizontales, composés de lithofaciès Gcm (Heinz et al., 2003). 

Au niveau de la zone A, l’augmentation de la fraction en particules silteuses au niveau de 

l’unité supérieure s’explique par une migration en profondeur des sédiments apportés par les eaux 

pluviales. Cette migration, engendrée par des chemins préférentiels d’écoulement ou par un 

changement de porosité ou de géochimie entre les unités 3 et 4, explique la présence d’un horizon 

noir entre 20 et 30 cm de profondeur. L’absence de cet horizon noir dans la zone B s’explique par le 

fonctionnement normal du bassin. La zone A est en effet la plus proche de l’entrée des eaux pluviales 

dans le bassin d ‘infiltration. Les sédiments issus des eaux pluviales s’accumulent donc en priorité 

dans cette zone. 

III.2. Analyse de dépôts fluvioglaciaires analogues récents 

L’objectif de ce paragraphe est d’évaluer l’analogie des lithofaciès et des éléments 

architecturaux fluvioglaciaires entre d’une part le dépôt quaternaire de l’Est lyonnais, et d’autre part 

les dépôts des plaines d’épandage actuelles des Bossons et du Breidamerkurjökull. L’évaluation de 

cette analogie se fait sur la base de la distribution granulométrique à l’échelle du lithofaciès, et sur la 

base de la description de la structure sédimentaire à l’échelle de l’élément architectural. 

III.2.1. Evaluation de l’analogie entre lithofaciès quaternaires et récents 

Les lithofaciès caractérisés sur les deux plaines d’épandage fluvioglaciaire actuelles étudiées 

ont été représentés sur le triangle textural graviers/sables/fines, avec les domaines de variation 

granulométrique des lithofaciès quaternaires caractérisés au III.1.1.d (Figure 33). Le résultat est 

présenté sur la Figure 39. 

La Figure 39 montre que des lithofaciès fluvioglaciaires analogues à ceux décrits dans l’Est 

lyonnais se retrouvent sur des plaines d’épandage fluvioglaciaire récentes. Cette analogie s’explique 

par la similarité des processus de mise en place de ces dépôts. La Figure 39 montre également que la 

gamme de variation granulométrique des lithofaciès fluvioglaciaires récents est plus importante que 

celles des lithofaciès quaternaires caractérisés sur les parois d’excavation du bassin DjR. Ceci peut 

s’expliquer par la faible représentativité des parois d’excavation par rapport à l’ensemble du dépôt 

fluvioglaciaire. Par exemple, le lithofaciès GS-x, largement caractérisé dans les dépôts fluvioglaciaires 

de la vallée du Rhin, n’a pas été caractérisé sur les parois d’excavation. Il pourrait cependant 

correspondre au "vide" entre les domaines de variation granulométrique des sables et des graviers 

sableux bimodaux. De plus, les conditions actuelles de sédimentation peuvent être différentes des 

conditions paléoenvironnementales à l’origine du dépôt fluvioglaciaire de l’Est lyonnais. 

Au total, 23 des 47 lithofaciès récents étudiés ont des fractions granulométriques en 

graviers/sables/fines correspondant aux domaines de variation granulométrique des lithofaciès 

quaternaires de l’Est lyonnais. L’analyse des paramètres descriptifs des distributions 

granulométriques, à savoir le grain moyen et le classement, a permis d’affiner la classification des 

lithofaciès fluvioglaciaires récents, par comparaison de ces paramètres avec ceux estimés sur les 

échantillons du dépôt fluvioglaciaire de l’Est lyonnais. Les échantillons de lithofaciès récents 

appartenant au domaine de variation des lithofaciès quaternaires dans le plan grain 

moyen/classement de la Figure 40 ont été retenus. Pour les lithofaciès Gcx,o et Gcg,o, caractérisés 

77


par un bon classement granulométrique, les échantillons proches du domaine de variation et situés 

du côté des valeurs de classement faible ont été également retenus (cas de l’échantillon B06-B9 sur 

la Figure 40). Pour le lithofaciès Gcm,b, caractérisé par un grain moyen plus faible que les autres 

lithofaciès graveleux, les échantillons proches du domaine de variation et situés du côté des faibles 

grains moyens ont été également retenus (cas des échantillons I05-B2 et I05-B9 sur la Figure 40). Au 

final, 18 lithofaciès analogues, considérés comme des lithofaciès représentatifs du dépôt 

fluvioglaciaire de l’Est lyonnais, ont été retenus. Ces lithofaciès sont répertoriés dans le Tableau 8. 

Figure 39 : triangle textural représentant les fractions en graviers (D > 2 mm), en sables (2 mm > D > 63 μm), 

et en fines (argiles et silts, D < 63 μm) des lithofaciès fluvioglaciaires caractérisés en surface de la zone 

proglaciaire des Bossons et de l’épandage fluvioglaciaire du Breidamerkurjökull en Islande. Les domaines de 

variation granulométrique des lithofaciès quaternaires caractérisés à partir des échantillons prélevés sur les 

parois d’excavation des zones A et B sont également représentés. 

La comparaison des paramètres descriptifs des distributions granulométriques met en 

évidence une analogie granulométrique entre les lithofaciès fluvioglaciaires quaternaires de l’Est 

lyonnais caractérisés sur les parois d’excavation d’une part et des lithofaciès présents en surface de 

sandurs récents d’autre part. L’analogie des processus de transport et de sédimentation entre dépôts 

fluvioglaciaires permet de supposer que la stratification interne aux lithofaciès de même type est 

analogue entre lithofaciès quaternaires et lithofaciès récents. 

Enfin, notons qu’une analyse morphométrique, portant sur la forme et l’angularité des 

grains, influant sur l’arrangement des grains et donc la stratification, permettrait de compléter de 

façon plus précise l’évaluation de l’analogie sédimentaire. Une analyse morphométrique a été 

réalisée sur les grains des échantillons prélevés sur les plaines d’épandage des Bossons et du 

Breidamerkurjökull. Des paramètres liés à la forme et à l’angularité des grains ont été déterminés. 

Ces paramètres ont également été quantifiés sur des échantillons du dépôt fluvioglaciaire de l’Est 

lyonnais, prélevé en surface du bassin DjR. La comparaison des paramètres estimés sur les sandurs 

actuels et en surface du bassin DjR est présentée en annexes (annexes 1 et 2). Cette comparaison 

montre qu’il n’existe pas de différences significatives d’angularité entre les trois sites étudiés, et que 

les échantillons des Bossons se distinguent des échantillons prélevés sur les deux autres sites pour un 

des deux paramètres liés à la forme des grains. Ces résultats sont toutefois à nuancer, dans la mesure 

où les lithofaciès fluvioglaciaires présents en surface du bassin DjR sont soumis aux cycles réguliers 

78


d’infiltration d’eaux pluviales, ainsi qu’à une fréquentation humaine, qui peuvent engendrer une 

érosion mécanique et chimique modifiant artificiellement la morphologie des grains. Une 

comparaison rigoureuse aurait nécessité d’évaluer ces paramètres morphométriques sur les 

échantillons prélevés sur les parois d’excavation. 

Figure 40 : classement granulométrique en fonction du grain moyen des lithofaciès caractérisés en surface de 

plaines d’épandage actuelles (les échantillons correspondent à ceux du Tableau 8). Les domaines de variation 

associés aux lithofaciès ont été représentés. Les zones entourées de pointillées correspondent à des zones de 

tolérances associées à ces domaines de variation. 

Tableau 8 : lithofaciès retenus pour leur représentativité du dépôt fluvioglaciaire de l’Est lyonnais en terme 

de granulométrie grossière Graviers-Sables-Fines 

Lithofaciès Sites Echantillons Nombre 

Bossons 2004 B04-B1 

S-x Bossons 2006 B06-B20 

5 

Islande 2005 I05-B3, I05-B4, I05-B8 

Bossons 2004 B04-10 

Gcm,b Bossons 2006 

B06-B6, B06-B10, B06-B11, 

B06-B12 

8 

Islande 2005 I05-B1, I05-B2, I05-B9 

Gcm 

Bossons 2006 

Islande 2005 

B06-B18 

I05-B7 

2 

Gcx,o 

Bossons 2005 

Bossons 2006 

B05-B5 

B06-B9, B06-B13 

3 

Total 18 

79


III.2.2. Description de l’affleurement fluvioglaciaire du 

Breidamerkurjökull 

Figure 41 : coupe stratigraphique de l’affleurement du dépôt fluvioglaciaire du Breidamerkurjökull, et 

photographie associée. L’échelle verticale est exagérée 3 fois par rapport à l’échelle horizontale. 

La description de l’affleurement de l’épandage fluvioglaciaire du Breidamerkurjökull met en 

avant le même type d’hétérogénéité texturale que celui de l’Est lyonnais, à savoir trois ensembles de 

lithofaciès que sont des sables, des graviers sans matrice sableuse ou fine, et des graviers sableux qui 

représentent le lithofaciès majoritaire. La granulométrie des graviers est visuellement beaucoup plus 

grossière que celle des lithofaciès fluvioglaciaires de l’Est lyonnais, ce qui s’explique par la position 

proximale de l’épandage islandais. 

La coupe peut être interprétée comme la migration de barres de graviers sur une barre 

composite, constituée en partie de remplissages sableux. La migration est marquée par les couches 

de graviers sans matrice subhorizontale présentes dans les 30 premiers centimètres. La stratification 

interne du sable, à savoir des progradations inclinées vers l’ouest, correspond aux phases de dépôt 

du remplissage. Au sein de la lentille sableuse, les alternances entre des sédiments à granulométrie 

dominante argilo-silteuse et des sédiments sableux traduisent les variations du régime d’écoulement. 

Le remplissage sableux peut être associé à un dépôt de débordement. Les lags de graviers traduisent 

une augmentation de la compétence du courant. 

Les dimensions des éléments architecturaux sont insuffisantes (seulement 1m de 

profondeur) et seul 1 affleurement a été décrit. La comparaison entre les deux contextes est donc 

difficile. Cependant, on retrouve des éléments caractéristiques, comme des barres de graviers ou des 

dépôts sableux de remplissage, caractérisés au niveau du dépôt de l’Est lyonnais. 

80


1 m 

Figure 42 : exemple de remplissage sableux en surface du Breidamerkursandur 

III.3. Conclusion 

L’étude sédimentologique du dépôt fluvioglaciaire de l’Est lyonnais au niveau des deux parois 

d’excavation creusées dans le bassin DjR a permis de caractériser l’architecture sédimentaire aux 

échelles mésoscopique et macroscopique, et de relier les lithofaciès et les éléments architecturaux à 

la genèse de ce dépôt. Le dépôt de l’Est lyonnais est caractéristique d’un dépôt de système en tresse 

à charge de fond grossière, mis en place dans un paléoenvironnement correspondant à une zone de 

débit principale (Heinz et al., 2003). Une typologie de quatre lithofaciès fluvioglaciaires, caractérisés 

au niveau d’autres dépôts quaternaires, a été établie. Cette typologie distingue deux lithofaciès 

majoritaires de graviers sableux (lithofaciès Gcm et Gcm,b), ainsi que deux types de lithofaciès 

minoritaires, de granulométrie sableuse pour l’un (lithofaciès S-x), et constitué de graviers sans 

matrice sableuse ou fine pour l’autre (lithofaciès Gcx,o ou Gcg,o). Ce dernier lithofaciès est associé 

aux graviers sableux bimodaux au sein d’une structure d’alternance Gcg,a, traduisant la migration de 

dunes de graviers. Ces lithofaciès constituent la structure interne des éléments architecturaux, 

caractérisée par des structures de remplissage, des progradations associées à des migrations de 

dunes de graviers, ou des nappes de charriage de graviers. Les dimensions des parois d’excavation 

n’ont cependant pas permis de caractériser dans leur totalité les éléments architecturaux, comme 

par exemple les barres de graviers. La caractérisation sédimentologique est valable à l’échelle locale 

du bassin d’infiltration. Les hétérogénéités mises en évidence peuvent ainsi se retrouver sous 

l’ensemble du bassin d’infiltration. 

Les informations obtenues jusqu’à présent ne sont que des données ponctuelles sur la 

structure sédimentaire. Elles ne reflètent que l’hétérogénéité sédimentaire en deux dimensions. 

L’évaluation du rôle de ces hétérogénéités sur les écoulements dans la zone non-saturée du bassin 

requiert cependant une connaissance de la répartition spatiale tridimensionnelle des lithofaciès du 

dépôt fluvioglaciaire. Le Chapitre C a pour objectif la caractérisation de l’architecture sédimentaire 

en trois dimensions de zones réduites représentatives de la zone non-saturée du bassin d’infiltration 

par méthodes géophysiques. L’approche utilisée est une approche hydrogéophysique, visant à 

obtenir un modèle hydrostratigraphique réaliste à l’échelle mésoscopique du dépôt fluvioglaciaire. 

L’obtention d’un modèle hydrostratigraphique de résolution mésoscopique de la zone nonsaturée 

du bassin DjR demande également la connaissance des propriétés hydrodynamiques de 

chacun des lithofaciès. La comparaison des caractéristiques granulométriques des lithofaciès 

quaternaires de l’Est lyonnais et des lithofaciès présents en surface de sandurs récents a permis de 

conclure à l’analogie sédimentaire entre ces lithofaciès. De par l’accessibilité des lithofaciès de 

surface, les plaines d’épandage fluvioglaciaire récentes constituent des zones privilégiées pour 

réaliser des essais de caractérisation hydraulique in situ. Par analogie, les propriétés 

hydrodynamiques des lithofaciès récents sont extrapolables au lithofaciès quaternaires. La 

caractérisation des propriétés hydrodynamiques des lithofaciès est développée au chapitre D. 

81 

1 m

Chapitre C : Caractérisation de l’hétérogénéité structurale en trois dimensions par méthodes géophysiques 

C. Caractérisation tridimensionnelle de l’hétérogénéité texturale et 

structurale du dépôt fluvioglaciaire par méthodes géophysiques 

I. Hydrogéophysique et dépôts fluvioglaciaires 

La compréhension des écoulements en zone non-saturée de dépôts sédimentaires 

hétérogènes à l’échelle de l’ouvrage urbain, c’est-à-dire aux échelles mésoscopique (échelles du 

lithofaciès) et macroscopique (échelle de l’élément architectural), requiert une caractérisation 

détaillée de la répartition tridimensionnelle des propriétés hydrauliques (Hubbard et Rubin, 2005). 

Les techniques classiques d’investigation ne sont pas adaptées à ces échelles. Les essais de pompage 

fournissent par exemple des paramètres effectifs à une échelle plus large que les longueurs typiques 

des structures sédimentaires (Beres et al., 1999; Klingbeil et al., 1999; Regli et al., 2002). De plus, les 

discontinuités latérales fréquentes à ces échelles rendent difficile l’interpolation entre les 

informations ponctuelles obtenues par carottages. Afin de pallier aux problèmes associés à ces 

techniques d’investigation, des méthodes géophysiques peuvent être utilisées dans le cadre d’études 

hydrogéologiques. 

L’hydrogéophysique, discipline de la géophysique appliquée aux études hydrogéologiques, 

vise notamment à fournir des informations quantitatives sur les paramètres hydrodynamiques de la 

subsurface à l’échelle locale, utilisables comme paramètres d’entrée dans des modèles d’écoulement 

et de transport (Hubbard et Rubin, 2005). Ces informations peuvent être obtenues directement à 

partir de mesures géophysiques, ou par couplage de mesures géophysiques et de mesures des 

propriétés hydrodynamiques à une échelle méso à macroscopique. En hydrogéophysique, deux 

approches sont donc généralement distinguées. Une première approche largement utilisée consiste 

à partir des signaux géophysiques mesurés à estimer directement les propriétés hydrodynamiques 

par l’intermédiaire de relations pétrophysiques, reliant les données géophysiques aux propriétés 

hydrogéologiques (la teneur en eau par exemple). Cette approche hydrogéophysique présente 

souvent le problème de l’incertitude et de la non-unicité potentielle de la relation entre propriétés 

géophysiques et hydrogéologiques (Hubbard et al., 1997; Hyndman et Tronicke, 2005). Une seconde 

approche, connue sous le nom d’hydrogeological mapping, vise à caractériser les unités 

hydrogéologiques à une échelle locale. Cette approche consiste à déduire des mesures géophysiques 

des informations sur la géométrie des unités et des interfaces de la subsurface. Des propriétés 

hydrodynamiques sont ensuite associées à chaque unité caractérisée. Cette dernière approche a été 

utilisée dans le cadre de ce travail. Elle est décrite plus amplement au I.1. Ce chapitre est consacré à 

la caractérisation géophysique du dépôt fluvioglaciaire de l’Est lyonnais. La caractérisation des 

propriétés hydrodynamiques de ce dépôt à l’échelle mésoscopique, partie intégrante de l’approche 

hydrogéophysique utilisée dans le cadre de ce travail, est présentée au Chapitre D. 

Les méthodes géophysiques ayant des résolutions variées, le choix d’une méthode 

géophysique s’effectue en fonction de l’objectif de l’étude et du niveau de résolution souhaité 

(Hubbard et Rubin, 2005). De plus, chaque méthode géophysique est sensible à plusieurs propriétés 

physiques, et une réponse géophysique n’a pas une interprétation unique. Ainsi, plusieurs méthodes 

peuvent être combinées lors d’une étude hydrogéologique (Hubbard et Rubin, 2005). Les méthodes 

géophysiques adaptées à une caractérisation hydrogéophysique des dépôts fluvioglaciaires sont 

présentées au I.2. 

82


I.1. Caractérisation d’unités hydrogéologiques ("hydrogeological 

mapping") 

Cette approche est particulièrement utile aux échelles locales et régionales, associées 

notamment aux ressources en eau et au transport de contaminants (Hubbard et Rubin, 2005). 

Bristow et Jol (2003) et Bridge et Hyndman (2004) notamment ont illustré l’importance de 

caractériser précisément les géométries d’aquifères ou de la zone non-saturée dans le cadre 

d’études hydrogéologiques. 

Une approche couramment utilisée en hydrogeological mapping est de coupler des données 

de carottages ou d’affleurement aux mesures géophysiques de surface (Bridge et Hyndman, 2004). 

Les données de carottages ou d’affleurement sont des données "directes" (hard data ; Regli et al. 

(2004), Huggenberger et Regli (2006)). Bien que les données directes correspondent à la réalité 

géologique, elles présentent l’inconvénient de n’être que ponctuelles, rendant difficile l’interpolation 

entre ces données. Il est nécessaire d’obtenir une densité importante de données "directes", afin 

d’utiliser des méthodes géostatistiques, comme le krigeage par exemple, afin d’interpoler de façon 

réaliste la géométrie des faciès sédimentaires. Les données géophysiques sont quant à elle 

considérées comme des données "indirectes" (soft data ; Regli et al. (2004), Huggenberger et Regli 

(2006)), dans la mesure où ces données représentent les grandeurs géophysiques d’intérêt 

(permittivité diélectrique, conductivité électrique par exemple), pouvant après analyse être reliées 

aux caractéristiques sédimentaires et hydrogéologiques souhaitées. Dans le cas de l’hydrogeological 

mapping, ces caractéristiques sont les géométries des faciès du dépôt sédimentaire investigué. Ces 

données "indirectes" présentent l’avantage de fournir une information continue, et de plus nondestructive 

si les méthodes géophysiques employées sont des méthodes aériennes ou de surface. La 

combinaison de données "directes", permettant de connaître ponctuellement les faciès 

sédimentaires ainsi que leur géométrie et leur stratification réelles, avec des données géophysiques 

"indirectes" permet ainsi d’interpoler de façon réaliste entre les données "directes" les géométries 

des faciès sédimentaires. Cette approche a notamment été utilisée par Asprion et Aigner (1999), 

Beres et al. (1999), Heinz et Aigner (2003a), Kostic et al. (2005) pour caractériser des dépôts 

fluvioglaciaires quaternaires. 

Tableau 9 : méthodes géophysiques utilisées en fonction des objectifs fixés pour l’étude. D’après Hubbard et 

Rubin (2005) 

Objectifs Type d’acquisition Méthode 

Aérienne spectroscopie Gamma 

Géométrie des unités 

et des interfaces de la 

Surface 

résistivité électrique, électromagnétique, radar 

géologique, sismique réflexion 

subsurface Tomographie en forages résistivité électrique, radar géologique, sismique 

Diagraphies géophysique de forage 

Toit de la nappe Surface 

résistivité électrique, électromagnétique, sismique, 

radar géologique 

Topographie du 

Aérienne électromagnétique, spectroscopie Gamma, magnétique 

bedrock 

Surface électromagnétique, sismique 

Aérienne électromagnétique 

Intrusions salines 

Surface électromagnétique 

Diagraphies log d’induction électromagnétique 

Délimitation de pol- 

Aérienne électromagnétique 

lutions souterraines 

Surface radar géologique 

Zones de fractures, 

failles 

Aérienne 

Surface 

Diagraphies 

magnétique 

sismique, électromagnétique, radar géologique 

géophysique de forage 

83


Cette approche géophysique est souvent employée avec des méthodes géophysiques 

aériennes ou de surface (Hubbard et Rubin, 2005). Le Tableau 9 recense différentes méthodes 

géophysiques utilisées en fonction des caractéristiques de subsurface recherchées. 

I.2. Les méthodes géophysiques adaptées à une caractérisation 

hydrogéophysique des dépôts fluvioglaciaires 

Parmi les méthodes géophysiques utilisées en hydrogeological mapping, le radar géologique 

a été largement utilisé pour étudier les dépôts sédimentaires, notamment parce que cette méthode 

est particulièrement adaptée à la caractérisation de sédiments peu conducteurs composés très 

majoritairement de sables et/ou graviers (Bristow et Jol, 2003). Plusieurs exemples d’études de 

dépôts alluvionnaires quaternaires par radar géologique ont montré la capacité de la méthode 

d’hydrogeological mapping à définir des modèles hydrostratigraphiques tridimensionnels 

(Huggenberger et al., 1994; Asprion and Aigner, 1999; Beres et al., 1999; Heinz and Aigner, 2003b; 

Lunt et al., 2004; Kostic et al., 2005; Huggenberger and Regli, 2006). 

Nous nous attarderons donc dans un premier temps à décrire le principe du radar 

géologique, ainsi que l’analyse et l’interprétation des données qu’il fournit dans le cas des dépôts 

sédimentaires. Le cas particulier des dépôts fluvioglaciaires quaternaires sera abordé. D’autres 

méthodes géophysiques, pouvant être combinées au radar géologique pour améliorer la 

caractérisation des géométries de subsurface, sont présentées dans un deuxième temps. 

I.2.1. Radar géologique 

I.2.1.a. Principe 

I.2.1.a.i. Généralités 

Le radar géologique, ou encore géoradar ou Ground Penetrating Radar (GPR), est un outil 

d’investigation géophysique de subsurface, basé sur la propagation d’ondes électromagnétiques à 

des fréquences variant de quelques dizaines de mégaHerz à quelques gigaHertz (ondes radio). De 

façon générale, un radar géologique est constitué d’une unité d’acquisition reliée à une antenne 

émettrice et une antenne réceptrice (Figure 43). 

Figure 43 : exemple d’acquisition au radar géologique 

84


L’unité d’acquisition assure la gestion de l’acquisition, enregistre et stocke les mesures. Elle 

permet éventuellement la visualisation directe des signaux mesurés. Lors de l’acquisition, certaines 

unités peuvent appliquer un prétraitement aux données mesurées (par exemple, filtres fréquentiels, 

gains, stacking). 

Les antennes peuvent être blindées (elles sont recouvertes d’une coque métallique qui dirige 

les ondes vers le sol et reçoit les ondes provenant du sol), pour être insensibles aux éventuels signaux 

parasites provenant d’objets dans le milieu aérien environnant (par exemple, bâtiments, pylônes, 

arbres). L’utilisation d’antennes blindées facilite ainsi l’interprétation des mesures GPR, notamment 

en milieu urbain. 

Il existe plusieurs types d’acquisition GPR, dépendant de l’objectif de l’étude. Pour les 

applications liées à l’étude de dépôts sédimentaires, les deux types d’acquisition les plus répandus 

sont l’acquisition à offset constant (mode réflexion) et l’acquisition à offset variable et point milieu 

commun ou acquisition CMP (pour Common Mid-Point) (Jol et Bristow, 2003). 

Acquisition à offset constant 

I.2.1.a.ii. Types d’acquisition 

Une acquisition à offset constant signifie que lors de l’acquisition, la distance entre antennes 

émettrice et réceptrice reste constante et que les deux antennes sont déplacées ensemble le long du 

profil (Figure 44). Ce type d’acquisition permet l’utilisation du radar géologique en mode 

monostatique (une seule antenne est utilisée à la fois pour émettre et recevoir les ondes 

électromagnétiques) ou en mode bistatique (les antennes émettrice et réceptrice sont séparées). 

L’antenne émettrice, en contact avec le sol, émet une courte impulsion électromagnétique 

en direction du sol, typiquement inférieure à 20 ns (Reynolds, 1997). L’impulsion a un spectre de 

fréquence centrée sur une fréquence dominante, appelée fréquence centrale d’antenne. En général, 

l’antenne est nommée suivant cette fréquence centrale d’émission (par exemple, on parlera d’une 

antenne de 200 MHz). 

L’onde électromagnétique ainsi générée se propage dans le sol, considéré comme un milieu 

diélectrique dont l’hétérogénéité dépend notamment de la nature pétrographique des roches, de la 

granulométrie des éléments, de la teneur en eau, de la présence d’éléments conducteurs, de la 

compaction. Les contrastes de propriétés diélectriques, entre deux lithologies différentes par 

exemple, entraînent la réflexion d’une partie de l’onde émise vers la surface, l’autre partie 

continuant à se propager en profondeur. Une antenne réceptrice recueille les signaux réfléchis en 

surface. Le signal recueilli constitue une trace du sous-sol en un point précis et à un instant donné 

(Perez, 2005). Cette trace représente les amplitudes associées aux réflecteurs en fonction du temps 

d’aller-retour (two-way-traveltime) d’une onde de la surface vers l’interface à l’origine de la 

réflexion. Le déplacement des antennes suivant un profil d’acquisition en surface permet d’obtenir 

plusieurs traces adjacentes. La juxtaposition des traces donne une coupe-temps, ou profil radar 

(encore appelé B-scan ou radargramme). Un radargramme donne des informations géométriques sur 

la structure auscultée. Il est souvent représenté avec une échelle de couleur corrélée aux amplitudes 

des signaux (Bièvre et Maurin, 2002). Les premiers réflecteurs détectés traduisent le couplage entre 

les antennes (onde directe dans l’air) et entre les antennes et le sol (onde directe air sol). 

85


Figure 44 : principe d’acquisition à offset constant (mode réflexion). E : émetteur, R : récepteur 

Acquisition à offset variable et point milieu commun (CMP) 

L’acquisition à offset variable signifie que la distance entre les antennes émettrice et 

réceptrice n’est pas constante au cours d’une acquisition. L’acquisition à offset variable la plus 

couramment utilisée est l’acquisition en Point Milieu Commun, ou CMP. Elle se fait obligatoirement 

en mode bistatique : les antennes émettrice et réceptrice sont déplacées symétriquement de part et 

d’autre d’un point de mesure fixe (Figure 45). Les deux antennes sont éloignées par pas de mesure 

constant le long d’un profil d’acquisition en surface, centré sur le point milieu. Les réflexions sur une 

interface vont former des demi-hyperboles, dont la modélisation permet de déterminer le profil 

vertical de la vitesse de propagation au point milieu, et la profondeur des interfaces caractérisées 

(Loeffler, 2005). 

Les demi-hyperboles ont une équation de la forme : 

² 

 

où t0 est l’ordonnée à l’origine (temps au point milieu), et Vc est la vitesse de correction (ou 

vitesse NMO – Normal Move-Out), qui détermine la pente des asymptotes. L’analyse des vitesses 

consiste à sommer les amplitudes sur chaque demi-hyperboles (définie par une vitesse Vc) du plan xt. 

Les maxima d’amplitude, représentés dans un plan Vc-t, correspondent aux hyperboles réelles 

mesurées. L’analyse des vitesses permet de connaître le profil des vitesses de corrections, qui est 

ensuite relié au profil des vitesses d’intervalle entre chaque interface caractéristique (Henry, 1994). 

Ce profil correspond à la coupe verticale des vitesses de propagation par couche en fonction de la 

profondeur réelle. L’analyse de semblance permet une analyse de vitesse en évaluant le degré de 

corrélation des amplitudes mesurées avec un modèle théorique d’hyperbole (Reynolds, 1997). 

Figure 45 : principe d’une acquisition CMP. L’acquisition CMP traduit l’accroissement de la durée du trajet de 

l’onde (temps en ordonnées) à mesure que les antennes s’éloignent l’une de l’autre (offset en abscisse). 

Cette acquisition permet de déterminer le profil de vitesse de propagation des ondes EM dans le sol 

investigué. E : émetteur, R : récepteur. 

86


I.2.1.a.iii. Limites de la méthode 

Neal (2004) met en avant les limites de la méthode. Ces limites concernent notamment la 

résolution et la profondeur d’investigation du GPR, les variations verticales et latérales des vitesses 

de propagation d’ondes, les réflecteurs parasites, les bruits électromagnétiques environnant à 

l’étude. 

Résolution et profondeur d’investigation 

La profondeur de pénétration et la résolution dépendent de la fréquence de l’antenne et des 

caractéristiques du système d’acquisition, ainsi que des propriétés caractéristiques du milieu 

diélectrique. La profondeur maximale d’investigation est très difficile à estimer. Elle intervient 

théoriquement dans l’expression du bilan de liaison reliant la puissance émise par l’antenne 

émettrice à la puissance reçue par l’antenne réceptrice. Ce bilan de liaison fait intervenir des 

paramètres liés au système d’acquisition (par exemple, les gains et les efficacités des antennes, la 

longueur d’onde), et d’autres liés au milieu investigué (atténuation du milieu, taille des "cibles"). De 

façon générale, la profondeur de pénétration sera maximale si les antennes sont de basses 

fréquences radar, et si le milieu prospecté a une constante d’atténuation faible. Cette constante 

d’atténuation est directement reliée à la conductivité électrique du milieu, ainsi qu’à ses propriétés 

diélectriques. L’atténuation sera d’autant plus faible que la résistivité électrique à la fréquence 

d’étude est élevée (Annexe 3). L’atténuation du signal GPR est inversement proportionnelle à la 

résistivité électrique du matériau (Asprion et Aigner, 1997). La profondeur maximale d’investigation 

dépend donc de la propriété conductrice des matériaux : plus un matériau est résistant 

électriquement, plus la propagation des ondes électromagnétiques est facilitée. 

Le Tableau 10 présente notamment les profondeurs maximales d’investigation suivant la 

nature des matériaux investigués, ainsi que leur résitivité électrique. En pratique, l’utilisation du 

radar géologique est aléatoire pour des matériaux de résistivité inférieure à 100 Ω.m, et impossible 

pour des matériaux de résistivité inférieure à 50 Ω.m (Lagabrielle, 1992). 

Tableau 10 : propriétés électriques et diélectriques de différents milieux, ainsi que les profondeurs 

d’investigation et résolutions, obtenus pour des fréquences d’antennes de 80 à 120 MHz. NS : non-saturé, S : 

saturé. Les données marquées d’un * sont calculées à partir des données de la littérature et une fréquence 

d’antenne de 100 MHz. D’après Asprion et Aigner (1997), Beres et Haeni (1991), Gascoyne et Eriksen (2005), 

Mari et al. (1998), Milsom (2003) et Neal (2004). 

Nature du milieu 

Résistivité 

électrique 

(Ω.m) 

Permittivité 

diélectrique 

relative (εr) 

Vitesse de 

propagation des 

ondes 

électromagnétiques 

(m.ns -1 ) 

87 

Profondeur 

maximale 

d’investigation 

(m) 

Résolution 

verticale 

(cm) 

Air - 1 0,3 - - 

Eau douce 20 - 100 80 0,03 20 - 

Glace > 5.10 4 4 0,15 > 1000 50 – 75 * 

Sables 

NS 

S 

80 – 1000 

20 – 200 

2,5 – 7,5 

20 – 31,6 

0,1 – 0,2 

0,05 – 0,08 

15 – 30 

5 – 10 

37,5 – 75 

15 – 30 

Sables et 

graviers 

NS 

S 

30 – 1400 

3,5 – 6,5 

15,5 – 17,5 

0,09 – 0,13 

0,06 

25 – 40 

10 – 15 

30 – 65 * 

20 – 30 * 

Silts 

NS 

S 

10 - 1000 

2,5 – 5 

22 – 30 

0,09 – 0,12 

0,05 – 0,07 

5 – 10 

3 

30 – 60 * 

16 – 35 * 

Argiles 

NS 

S 

10 – 50 

2,5 – 5 

15 – 40 

0,09 – 0,12 

0,05 – 0,07 

- 

2 

30 – 60 * 

16 – 35 *


La résolution verticale d’une antenne est définie comme la distance minimale entre deux 

interfaces pour que ces interfaces apparaissent distinctement sur les traces d’un radargramme. La 

résolution est théoriquement égale à λ/4, λ étant la longueur d’onde à la fréquence d’étude 

(Reynolds, 1997). La résolution réelle est d’environ λ/3 à λ/2 (Beres et Haeni, 1991). La longueur 

d’onde λ est liée à la vitesse v des ondes électromagnétiques, dépendant des propriétés 

diélectriques des matériaux investigués, et à la fréquence d’antenne f par la relation v = λ . f. Les plus 

hautes fréquences du spectre de fréquence envoyé par l’antenne émettrice sont atténuées lors de la 

propagation des ondes dans le sol, et la fréquence dominante du signal mesurée par l’antenne 

réceptrice est inférieure à la fréquence centrale de l’antenne émettrice (de 30 à 40% d’après Moller 

et Vosgerau [(2006)]). La résolution verticale la plus réaliste s’obtient à partir de la fréquence 

dominante de réception (Neal, 2004). 

La résolution verticale dépend donc à la fois des matériaux investigués et de la fréquence 

dominante du signal mesuré par l’antenne réceptrice. Elle sera d’autant meilleure que cette 

fréquence est élevée, et donc que l’antenne émettrice a une fréquence centrale élevée, et lorsque 

les matériaux investigués ont une permittivité élevée. Le Tableau 10 recense les résolutions 

verticales obtenues pour une antenne de 100 MHz sur différents matériaux. Cette résolution peut 

être améliorée par l’utilisation d’une antenne de fréquence plus élevée : la résolution verticale 

obtenue avec une antenne de fréquence centrale 400 MHz sur des sables non-saturés peut atteindre 

10 cm. Cette résolution est appropriée pour caractériser les structures décimétriques d’un dépôt 

fluvioglaciaire. 

Le choix de l’antenne dans une étude géophysique est donc primordial. Ce choix s’effectue 

de façon à obtenir le meilleur compromis entre profondeur d’investigation et résolution. Le Tableau 

11 recense les fréquences centrales d’antennes radar utilisées sur des dépôts glaciaires, 

fluvioglaciaires ou glaciolacustres. Ces dépôts ont pour point commun la granulométrie grossière des 

sédiments les composant. Les antennes utilisées ont des fréquences variant entre 50 MHz et 500 

MHz. Les antennes les plus couramment utilisées sont des antennes de 200 et 300 MHz. 

Tableau 11 : fréquences d’antenne utilisées pour différentes études au radar géologique de dépôts glaciaires, 

fluvioglaciaires et glaciolacustres 

Référence Dépôts étudiés 

Fréquence d’antenne 

(MHz) 

Asprion et Aigner (1997; 1999) 

Delta glaciolacustre et dépôts 

fluvioglaciaires 

300 

Beres et al. (1999) Dépôts fluvioglaciaires 100 

Heinz et Aigner (2003a) Dépôts fluvioglaciaires 300 

Huggenberger (1993) Dépôts fluvioglaciaires 250 

Jakobsen et Overgaard (2002) 

Dépôts fluvioglaciaires et moraines 

glaciaires 

50, 100, 200 

Kostic et al. (2005) Delta glaciolacustre 100 

Moller et Vosgerau (2006) Dépôts fluvioglaciaires 100, 200 

Olsen et Andreasen (1995) Dépôts fluvioglaciaires 300, 500 

Russell et al. (2001) Dépôts supraglaciaires 300 

Variations verticales et latérales des vitesses de propagation d’ondes 

L’acquisition au radar géologique produit des profils radar dont l’échelle verticale est une 

échelle de temps double, correspondant au temps d’aller retour d’une onde entre les antennes en 

surface et les interfaces entre milieux de propriétés électromagnétiques différentes. L’obtention d’un 

profil radar avec une échelle verticale en profondeur métrique ne se fait qu’en connaissance d’un 

profil de vitesse de propagation des ondes électromagnétiques dans les milieux investigués. La 

difficulté de cette conversion temps-double/profondeur réelle réside dans le fait qu’elle n’est pas 

88


linéaire : des variations significatives de vitesse de propagation se produisent verticalement et 

latéralement. La présence d’une nappe dans les dépôts étudiés est par exemple à l’origine d’un 

contraste fort entre la vitesse de propagation dans la zone non-saturée et la vitesse de propagation 

sensiblement plus faible dans la zone saturée, due à la forte permittivité diélectrique de l’eau. Les 

variations latérales de vitesses sont liées par exemple à l’hétérogénéité sédimentaire d’un dépôt, 

résultant en des variations significatives de porosité ou de teneurs en particules fines. Ces variations 

sont cependant minimisées dans certains cas, ce qui permet de considérer une vitesse unique 

homogène dans le milieu investigué. C’est le cas de nombreux dépôts sédimentaires constitués de 

sables et de graviers non-saturés (Neal, 2004). Ainsi, Beres et al. (1995; 1999), Van Dam et al. (2002; 

2003), Heinz et Aigner (2003a), Jakobsen et Overgaard (2002), Kostic et al. (2005), Moller et Vosgerau 

(2006) utilisent une vitesse de propagation d’ondes constante dans ce type de dépôts. Le Tableau 12 

donne des valeurs de vitesses pour ce type de dépôt. Les vitesses varient de 0,09 m.ns -1 à 0,12 m.ns -1 . 

En ce qui concerne les dépôts fluvioglaciaires, la valeur de 0,1 m.ns -1 est la plus courante. 

Tableau 12 : vitesses de propagation d’ondes électromagnétiques au sein de dépôts sédimentaires constitués 

de sables et graviers non-saturés 

Référence Dépôts étudiés 

Vitesses de propagation 

d’ondes EM (m.ns -1 ) 

Beres et al. (1995) Dépôts fluvioglaciaires 0,1 

Beres et al. (1999) Dépôts fluvioglaciaires 0,1 et 0,12 

Heinz et Aigner (2003a) Dépôts fluvioglaciaires 0,1 

Huggenberger (1993) Dépôts fluvioglaciaires 0,09/0,1 (hiver) et 0,11 (été) 

Jakobsen et Overgaard (2002) 

Dépôts fluvioglaciaires et moraines 

glaciaires 

0,1 et 0,11 

Kostic et al. (2005) Delta glaciolacustre 0,12 

Moller et Vosgerau (2006) Dépôts fluvioglaciaires 0,12 et 0,13 

Olsen et Andreasen (1995) Dépôts fluvioglaciaires 0,1 

Van Dam et al. (2003) Dépôts éoliens 0,12 

Distorsions, diffractions, et réflecteurs parasites 

Une antenne radar émet et reçoit l’énergie électromagnétique dans un cône tridimensionnel 

complexe. Les réflecteurs d’un profil radar en 2 dimensions peuvent provenir de n’importe quelle 

zone de ce cône tridimensionnel. Ceci a pour effet de produire des réflecteurs dont le pendage est 

plus faible que le pendage réel des interfaces géologiques (effet augmentant avec la profondeur), des 

diffractions causées par des points diffractant isolés (d’origine naturelle, comme des blocs isolés, des 

changements de faciès, des failles et diaclases, ou d’origine humaine, comme des canalisations, des 

câbles enterrés), des distorsions des réflecteurs incurvés (mauvais rendu des réflecteurs trop 

incurvés), ou des réflecteurs dont l’origine est situé en dehors du plan vertical (Neal, 2004). Ces 

réflecteurs, parasites au regard de l’objectif de l’étude, peuvent être supprimés ou corrigés lors de la 

phase de traitement du signal, notamment par migration des profils radar (I.2.1.b.iii). 

Sensibilité au bruit électromagnétique environnant 

Etant donné les larges bandes fréquentielles de réception d’une antenne, le radar géologique 

est très sensible aux interférences provenant d’autres sources d’ondes radio, comme les émetteurs 

radio et de télévision, les téléphones portables et leurs antennes relais, ou encore les talkie-walkies 

(Neal, 2004). Si le bruit environnant ne peut être évité, des filtres fréquentiels peuvent être appliqués 

sur les données afin de supprimer les composantes dont l’origine n’est pas l’antenne d’émission. 

De plus, un bruit "systématique" peut se produire, le plus commun étant le "ringing noise". Il 

s’agit de réflecteurs multiples sous la forme de bandes horizontales de basses fréquences, couvrant 

les réflecteurs primaires. Cet effet est fréquent lorsque les câbles utilisés sont métalliques, et peut 

89


être réduit si des câbles à fibres optiques sont employés. Cet effet se produit également lorsque les 

signaux radar font des allers-retours entre les antennes et une couche à conductivité élevée (par 

exemple, le toit d’une nappe à salinité élevée). 

I.2.1.b. Le radar géologique en sédimentologie 

La Figure 46 présente l'évolution du nombre de publications scientifiques portant sur le radar 

géologique, ainsi que sur ses applications géologiques en général et sédimentologiques en 

particulier. Le début des années 1990 est ainsi marqué par une croissance importante du nombre de 

publications portant sur les applications du GPR en sédimentologie. Cette augmentation va de pair 

avec le développement de la sédimentologie des aquifères, lié aux préoccupations 

environnementales croissantes (contamination des sols et eaux souterraines en milieu alluvionnaire). 

Les formations fluvioglaciaires constituent une part importante des formations sédimentaires 

investiguées : Neal (2004) recense ainsi 40 publications entre 1991 et 2002 portant sur l’utilisation du 

radar géologique en sédimentologie glaciaire et fluvioglaciaire, sur un total de 240 publications 

portant sur les formations sédimentaires en général (par exemple, fluviatiles, éoliennes, deltaïques). 

Ce recensement montre l’intérêt croissant des sédimentologues concernant l’utilisation du GPR. Cet 

intérêt s’explique notamment par la bonne capacité du radar géologique à caractériser les 

formations sédimentaires à la résolution correspondant aux hétérogénéités sédimentaires étudiées. 

Figure 46 : nombre de publications scientifiques produites annuellement entre 1981 et 2001 sur le radar 

géologique, ainsi que sur ses applications en géologie et en sédimentologie en particulier. D’après Neal 

(Neal, 2004). 

I.2.1.b.i. L’origine des réflecteurs dans les dépôts 

sédimentaires 

Le radar géologique est sensible aux variations du ratio air/eau/sédiments, à la quantité et au 

type de fluide occupant les pores du sédiment, aux changements de porosité, de granulométrie, de 

forme des grains ainsi que de leur orientation, et à la compaction du dépôt sédimentaire (Neal, 

2004). Ainsi, les caractéristiques sédimentaires, comme les structures sédimentaires et les limites 

lithologiques, mais également le toit de la nappe, sont visibles sur un profil radar (Neal, 2004). 

La teneur en eau est le facteur prépondérant affectant les propriétés électromagnétiques de 

dépôts sédimentaires non-consolidés (Van Dam, 2001). Ce rôle prépondérant s’explique par les 

contrastes de permittivité diélectrique relative importants existant entre l’eau (εr = 80) d’une part, et 

90


la phase solide (grains sableux, graviers ; εr = 4-6) et l’air (εr = 1) en zone non-saturée d’autre part. La 

capacité d’un faciès sédimentaire à retenir l’eau est donc un facteur primordial dans l’explication de 

l’origine des réflecteurs radar. Ce facteur dépend notamment de la granulométrie d’un faciès, et plus 

particulièrement de sa fraction en particules fines et de l’interconnectivité des pores, ainsi que de sa 

teneur en oxydes de fer et en matière organique (Van Dam, 2001). 

Figure 47 : exemple de stratification au sein de formations sédimentaires, engendrées par des 

changements de : a) composition (présence d’argiles), b) granulométrie (sables et graviers), c) forme des 

grains (allongés ou arrondis), d) orientation des grains et e) tassement des grains, et à l'origine de réflecteurs 

radar. D’après Neal (2004) 

La stratification sédimentaire se traduit par des changements dans la composition du 

sédiment, ainsi que des changements de granulométrie, de forme, d’orientation et de compaction ou 

arrangement des grains (Figure 47). Ces changements influent sur la porosité, et donc sur la teneur 

en eau (Neal, 2004). 

Les oxydes de fer sont fréquemment observés dans des dépôts sédimentaires. Ils sont formés 

de façon irrégulière au cours de la phase secondaire de diagenèse. Les conditions favorables de 

formation de ces oxydes se retrouvent notamment dans la zone de battement de la nappe, ou des 

zones caractérisées par une alternance humide et sèche (Van Dam, 2001). Les sous-sols de bassin 

d’infiltration, soumis à de fréquentes alternances entre phases humides et phases sèches, sont donc 

susceptibles de présenter des horizons d’oxydes de fer pouvant perturber les signaux géophysiques. 

Les oxydes de fer ont pour effet de diminuer sensiblement la vitesse de propagation des ondes EM. 

Van Dam (2001) mesure par exemple des variations de vitesse de 0,095 m.ns -1 (horizons avec 

présence de goethite, teneurs moyennes en fer de 5900 ppm) à 1,133 m.ns -1 (niveaux sans oxydes de 

fer, teneurs moyennes en fer de 130 ppm) dans des sables éoliens aux Pays-Bas. Cet effet ne 

s’explique pas par une modification des propriétés diélectriques et magnétiques, mais par la bonne 

capacité de rétention d’eau des oxydes de fer (Van Dam, 2001). Cette capacité de rétention accrue 

s’explique par leur grande surface spécifique par rapport aux grains de sables et graviers, générant 

une plus grande quantité d’eau adsorbée sur la phase solide. La croissance des précipités d’oxydes de 

fer engendre de plus une microporosité contribuant à la rétention d’eau par capillarité. Ces 

réflecteurs peuvent ainsi influencer fortement les radargrammes, notamment lors d’acquisitions 

réalisées en conditions sèches, et l’interprétation est rendue difficile car les horizons d’oxydes de fer 

sont indépendants de la structure sédimentaire. Les oxydes de fer peuvent soit contribuer à accroître 

l’amplitude de certains réflecteurs (horizons d’oxyde de fer parallèles à la stratification 

sédimentaire), soit modifier l’inclinaison de réflecteurs liés à la stratification sédimentaire (présence 

d’horizons d’oxyde de fer coupant les stratifications sédimentaires, et diminuant les vitesses dans 

une partie localisée des couches sédimentaires), être à l’origine d’une atténuation accrue du signal 

(de par l’augmentation des teneurs en eau), ou se surimposer aux réflecteurs liés à la structure 

sédimentaire et compliquer l’interprétation (Van Dam, 2001). 

91


De façon similaire, la présence de paléosol ou d’horizon à forte teneur en matière organique 

engendre des réflexions radar. Lors d’une phase de désaturation d’un dépôt sédimentaire, les 

niveaux plus minéraux (le dépôt sédimentaire) vont se désaturer plus rapidement que les niveaux à 

teneur non-négligeable en matière organique (sols, paléosols). Le contraste de propriétés 

diélectriques s’accentue donc lors de l’assèchement d’un dépôt, entre les niveaux essentiellement 

minéraux et les horizons de sols (Van Dam, 2001). Cette augmentation du contraste de permittivité 

diélectrique lors de l’assèchement d’un dépôt sédimentaire peut ainsi être utilisée pour localiser des 

niveaux de paléosols, ou des niveaux contenant une fraction de matière organique ou une fraction 

granulométrique fine plus importante. La comparaison entre des mesures au radar géologique 

effectuées en conditions proches de la saturation en eau et en conditions sèches permet de mettre 

en évidence les interfaces entre un horizon "organique" et un horizon "minéral". Ces interfaces sont 

en effet caractérisées sur un profil radar par une augmentation significative de l’amplitude du 

réflecteur relié à l’interface. Dans le cas de bassins d’infiltration, la présence en surface de sédiments 

issus du lessivage des surfaces urbaines engendre un colmatage des fonds de bassins d’infiltration. 

Ces sédiments peuvent s’infiltrer dans les sous-sols de bassin. Cette couche de sédiments, à teneur 

importante en matière organique, peut ainsi être à l’origine de réflecteurs radar d’autant plus 

important en amplitude que le sous-sol sera désaturé. 

Enfin, des phénomènes de déformation tardive peuvent être à l’origine de réflecteurs 

coupant les réflecteurs correspondant à la stratification d’un dépôt sédimentaire. Ces déformations 

peuvent être liées à des mécanismes glaciotectoniques, conduisant à des structures de déformation 

comme des plis, des chevauchements ou des failles. Ces structures peuvent être d’autant plus 

marquées sur un profil radar si un paléosol, développé lors d’une phase de retrait du glacier, et 

déformé ensuite lors d’une phase de réavancée, est présent dans le dépôt. Busby et Merritt (1999) et 

Overgaard et Jakobsen (2001) ont ainsi caractérisé par radar géologique des dépôts de marge 

glaciaire déformés par glaciotectonisme, et notamment mis en évidence des chevauchements et des 

failles associées, des failles normales et inverses et des plis. Busby et Merritt (1999) ont également 

caractérisé des structures d’effondrement dues à la fonte de blocs de glace enfouis dans les 

sédiments. 

I.2.1.b.ii. Concept de stratigraphie radar 

Dès le début de l'utilisation du radar géologique en sédimentologie, de nombreux auteurs 

ont suggéré que les principes de stratigraphie sismique pourraient être appliqués à l’interprétation 

des profils GPR (Neal, 2004). Le terme de stratigraphie radar, se rapportant à la façon d'interpréter 

les profils radar réalisés sur des formations sédimentaires, est ainsi apparu pour la première fois au 

début des années 1990 (Jol et Smith, 1991). Les principes de la stratigraphie sismique se basent sur le 

concept selon lequel les réfecteurs sismiques sont parallèles aux stratifications sédimentaires à la 

résolution de l’étude. Ceci est généralement vrai dans la mesure où les sédiments stratifiés 

présentent une continuité lithologique – et donc une continuité de propriétés physiques – 

parallèlement aux surfaces de dépôt plutôt que dans une direction coupant ces surfaces. Ce concept 

de base en stratigraphie sismique est applicable à la stratigraphie radar, dans la mesure où les 

contrastes physiques définissant les unités sédimentaires sont essentiellement les mêmes, et les 

unités ont sensiblement les mêmes formes et structures internes, bien que les échelles considérées 

soient très différentes (Neal, 2004). La terminologie employée en stratigraphie radar s'est donc très 

fortement inspirée de celle existant en stratigraphie sismique. 

La stratigraphie radar peut se définir comme l’étude de la stratigraphie et des faciès de dépôt 

par interprétation des données radar en utilisant les principes de la stratigraphie sismique (Jol et 

Bristow, 2003). La stratigraphie radar permet de diviser un profil radar en unités correspondant à des 

92


phases de sédimentation continues. Les profils radar sont subdivisés en séquences radar, ou 

"packages" radar, séparées par des surfaces de discontinuités, appelées surfaces radar (radar 

surfaces). Les packages radar sont interprétés en tant qu’unités génétiques de dépôt 

tridimensionnelles (stratigraphies génétiquement liées), dont les frontières correspondent aux 

surfaces radar. Ces surfaces radar sont définies par 4 grands types de terminaisons de réflexions : 

erosional truncations, toplap, onlap, downlap. 

Le terme de faciès radar correspond aux caractéristiques des réflecteurs radar entre les 

surfaces radar (Beres et Haeni, 1991; van Overmeeren, 1998; Jakobsen et Overgaard, 2002). Ces 

caractéristiques sont la forme, le pendage, la continuité des réflecteurs et les relations entre 

réflecteurs. D'autres paramètres peuvent également intervenir, comme l'amplitude des réflexions ou 

leur vitesse interne (utilisation du radar géologique en mode CMP). Un faciès radar est associé à une 

unité sédimentaire tridimensionnelle, ses caractéristiques diffèrent des unités adjacentes 

(Huggenberger, 1993; Jol et Bristow, 2003). La terminologie employée, présentée sur la Figure 48, est 

similaire à celle utilisée en sédimentologie. 

L’analyse des caractéristiques des surfaces, packages et faciès radar permet une 

interprétation directe des conditions paléoenvironnementales et des processus à l’origine des 

structures d’un dépôt sédimentaire. De la même façon qu’en stratigraphie sismique, la règle générale 

de la stratigraphie radar selon laquelle les réflecteurs radar sont parallèles à la stratigraphie 

sédimentaire n’est pas toujours vérifiée. Il existe des exceptions, parmi lesquels notamment le 

réflecteur généré par le toit de la nappe, les diffractions causées par des blocs ou des discordances 

isolées, les signaux liés aux bruits électromagnétiques environnant. Il appartient à la personne 

chargée de l’interprétation d’identifier ces réflexions qui ne sont pas liées à la structure 

sédimentaire, et d'apporter les corrections nécessaires (Neal, 2004). 

Figure 48 : terminologie utilisée pour la description et l’interprétation de radargrammes, en terme de 

surfaces, packages et faciès radar. La description fait intervenir les géométries en deux et trois dimensions. 

D’après Neal (Neal, 2004). 

93


Séquence de traitement 

I.2.1.b.iii. Le traitement et l’interprétation des données 

appropriés à une étude sédimentologique 

Le but du traitement des signaux géophysiques est d’atténuer les limites inhérentes à une 

acquisition par radar géologique afin d’obtenir une information en phase avec la réalité géologique 

et sédimentologique et d’avoir une interprétation réaliste (Neal, 2004). Le traitement utilisé est 

dépendant de plusieurs facteurs, dont l’objectif poursuivi lors de l’étude, les caractéristiques du site 

étudié, le système radar ainsi que les logiciels de traitements utilisés (Neal, 2004). 

Considérant la séquence de traitement utilisée par Neal (2004) pour traiter les radargrammes 

présentés dans son article de synthèse, les étapes principales d’un traitement de signaux GPR acquis 

dans le cadre d’une étude sédimentologique sont (Figure 49) : 

- la mise en forme des fichiers d’acquisition, ou profils bruts (correction du sens 

d’acquisition, soustraction des traces non-voulues, normalisation en distance, fusion ou 

découpe de profils radar) ; 

- ajustement de l’onde directe à un temps-double nul ; 

- filtre "dewow" (si aucun filtre passe-haut n’est appliqué lors de l’acquisition) ; 

- migration (à partir d’une analyse de vitesse réalisée par une acquisition en mode CMP) ; 

- correction topographique ; 

- gain (Automatic Gain Control ou AGC, gain linéaire). 

Le background removal et la phase instantanée d’un signal peuvent également être utilisés 

pour des études sédimentologiques. 

Figure 49 : séquence de traitement applicable à une étude sédimentologique. D’après Neal (Neal, 2004). 

La mise en forme des profils bruts consiste à préparer les fichiers pour les traitements futurs. 

Elle peut consister en la suppression de traces parasites, la correction du sens d’acquisition du profil, 

la fusion ou la découpe de certains fichiers. Une étape primordiale est la normalisation en distance 

des profils radar. Lorsque l’acquisition est effectuée avec un taux d’échantillonnage par unité de 

94


temps (nombre de scans par seconde), il est nécessaire d’affecter une distance à chaque trace radar 

mesurée. La normalisation en distance consiste à définir un nombre de traces par unité de longueur 

(par exemple, 40 traces par mètre). Ce nombre est déterminé en fonction de la vitesse de 

déplacement de l’opérateur lors de l’acquisition. Une vitesse de déplacement de l’ordre de 0,75 à 1 

m.s -1 est généralement prise. Le logiciel de traitement ajuste le nombre de traces afin qu’il 

corresponde au nombre imposé. 

L’ajustement de l’onde directe à un temps-double nul est nécessaire afin de réaliser une 

normalisation en profondeur réaliste. Cet ajustement consiste à aligner le premier réflecteur, 

correspondant à l’interface entre l’air et le sol, avec un temps-double nul. 

Le filtrage fréquentiel n’est utilisé qu’occasionnellement dans une étude sédimentologique. Il 

est utilisé afin de supprimer les composantes fréquentielles bruitant le signal d’intérêt. Un filtre 

passe-bas permet par exemple de supprimer le bruit haute-fréquence, dû par exemple à des 

émissions d’ondes radio. Le filtre "dewow" (passe-haut), fréquemment utilisé, permet de supprimer 

la composante fréquentielle de faible fréquence induit par la saturation du signal de l’antenne 

réceptrice (Neal, 2004). L’utilisation de filtre fréquentiel ne doit cependant pas se faire au détriment 

de la résolution. 

Le background removal consiste à soustraire à chaque trace individuelle la moyenne des 

traces d’un profil. Ce traitement a pour but de supprimer les réflecteurs horizontaux, comme 

l’interface air-sol ou le ringing noise par exemple. Ce traitement est utile en application 

sédimentologique, dans la mesure où il permet notamment de visualiser les réflecteurs proches de la 

surface et couverts par le réflecteur de forte amplitude correspondant à l’interface air/sol. 

Le traitement de migration a pour objectif de donner aux réflecteurs radar une position 

s’approchant de façon plus réaliste de celle des structures géologiques investiguées dans l’espace à 

deux dimensions de l’étude (Henry, 1994; Neal, 2004). La migration permet de supprimer les 

distorsions géométriques inhérentes à un profil radar sans traitement, comme les diffractions ou les 

pendages des couches géologiques. La migration a pour effet de modifier le pendage et la courbure 

des réflecteurs radar, et les diffractions engendrées par des points diffractant, comme par exemple 

un changement brutal de faciès ou un bloc enfoui de dimension importante par rapport à la 

résolution de l’étude (Neal, 2004). Ce type de traitement est nécessaire pour une étude 

sédimentologique, dans la mesure où la connaissance de la nature, de la forme et de la géométrie 

interne aux unités stratigraphiques est l’objet principal de l’étude. La suppression des diffractions 

permet d’avoir un signal géophysique non-"obscurci" et plus facilement interprétable. La correction 

des pendages permet d’approcher le pendage réel des couches géologiques investiguée. La migration 

permet également d’éviter une mauvaise interprétation due à la distorsion des réflecteurs radar. Le 

traitement de migration a cependant pour désavantage de ne pas préserver les amplitudes (Henry, 

1994) et d’engendrer un bruit de migration. 

Neal (2004) recense les principaux types de migrations, ainsi que leurs avantages et leurs 

inconvénients. Pour les études sédimentologiques, la migration de Kirchhoff a été utilisée de façon 

concluante (Neal, 2004). La migration ou sommation de Kirchhoff consiste à sommer les amplitudes 

le long d’une hyperbole de diffraction théorique, limitée latéralement par une fenêtre de sommation 

fixée lors du traitement, et définie par l’équation : 

² 

 

 

2 

 

Les asymptotes des hyperboles sont contrôlées par la vitesse du milieu. Cette vitesse est le 

paramètre à ajuster pour réaliser la bonne migration. Le traitement dépend aussi de la largeur de la 

95


fenêtre glissante utilisée. Cette méthode est adaptée pour des couches géologiques de pendage 

important (jusqu’à 90°). Cependant, elle ne permet de prendre en compte que les variations de 

vitesse verticales, et non latérales, et est très sensible au choix de la largeur de la fenêtre utilisée 

pour la sommation des amplitudes (Neal, 2004). 

La transformée de Hilbert peut également être utilisée afin de mesurer la phase instantanée 

d’un signal. La phase instantanée permet de mettre l’emphase sur la continuité d’un réflecteur radar. 

Ce paramètre est utilisé de façon commune en traitement de sismique réflexion (Yilmaz, 1987) afin 

d’affecter une plus grande importance aux réflecteurs d’amplitude faible. La représentation de la 

phase instantanée permet de s’affranchir des amplitudes des réflecteurs, seule la phase du signal est 

représentée. En application sédimentologique, ce type de traitement est intéressant dans la mesure 

où les profils traités sont facilement utilisables pour caractériser les pendages et la continuité des 

réflecteurs radar, même les plus faibles en amplitude. Ainsi, même en cas d’atténuation forte du 

signal en profondeur, la phase instantanée peut être utilisée pour interpréter les signaux 

géophysiques en terme de stratification sédimentaire. 

La correction topographique d’un profil consiste à affecter au temps-double nul 

(correspondant à l’interface air-sol) de chaque trace radar individuelle une altitude. Cette altitude est 

mesurée lors de l’acquisition, par exemple par GPS différentiel ou au théodolite de quelques points 

régulièrement répartis sur la grille d’acquisition. Il existe des dispositifs de mesures associés au 

système radar, par GPS ou système de roue codeuse. 

Enfin, des gains peuvent être appliqués. Ils permettent une meilleure visualisation des 

réflecteurs radar, mais modifient profondément l’amplitude du signal reçu. Une fois un gain 

appliqué, les amplitudes radar ne doivent donc pas être un critère de distinction entre faciès radar. 

Parmi les différents types de gains, le gain AGC (Automatic Gain Control) est fréquemment employé. 

Il consiste à appliquer des gains inversement proportionnels à la puissance du signal, et tend ainsi à 

égaliser les amplitudes d’un profil radar. 

Interprétation des profils GPR 

L’interprétation des profils radar est dépendante de l’objectif de l’étude géophysique. Jol et 

Bristow (2003) distinguent trois types d’approche : la recherche d’objet enterré, les études 

stratigraphiques, et les études sédimentaires. Dans le cas d’une étude stratigraphique, 

l’interprétation en terme de stratigraphie radar a pour but d’identifier les surfaces limites entre les 

phases de dépôts, afin de reconstituer la chronologie relative de mise en place du dépôt étudié. Dans 

le cadre d’une étude sédimentaire, l’utilisateur a recours à une combinaison entre une analyse radar 

stratigraphique et une interprétation des faciès radar. Les surfaces limites et les réflexions internes 

aux unités de dépôts caractérisées doivent être prises en compte (Jol et Bristow, 2003). 

L’interprétation des profils radar commence par la mise en évidence des réflecteurs radar 

principaux ainsi que leur terminaison. L’analyse de faciès radar consiste ensuite à définir des unités 

au sein desquelles les réflecteurs ont des caractéristiques homogènes. Ces faciès radar sont alors 

interprétés en terme de structures d’un dépôt sédimentaire et associés à des processus de mise en 

place des sédiments. L’étude géophysique de dépôts sédimentaires analogues à celui étudié et dont 

la stratification sédimentaire est connue permet de faciliter cette interprétation (Huggenberger, 

1993; Huggenberger et al., 1994; Asprion et Aigner, 1999; Beres et al., 1999; Heinz et Aigner, 2003a; 

Bersezio et al., 2007). 

Lors de l’interprétation, il est nécessaire d’identifier l’origine des réflecteurs radar. Cette 

origine peut être liée de façon naturelle aux changements de propriétés physiques du milieu (cf 

I.2.1.b.i), mais également due à des interférences consistant soit à des bruits à distribution aléatoire 

96


(par exemple, signal radio de surface), soit à des échos d’une surface marquée se traduisant par des 

réflecteurs multiples (Jol et Bristow, 2003). Des réflecteurs parasites peuvent aussi provenir d’ objets 

enterrés (câbles, canalisations enterrés), ou encore de structures à l’extérieur du plan 2D du profil 

(Jol et Bristow, 2003). La plupart de ces signaux parasites peut être supprimée par un traitement 

approprié. 

L’interprétation des profils radar reste la partie la plus subjective de la méthodologie GPR (Jol 

et Bristow, 2003). Idéalement, elle doit se faire indépendamment d’autres jeux de données, comme 

par exemple des sondages, ou des modèles sédimentaires interprétatifs (Jol et Bristow, 2003). La 

confrontation avec des données directes (hard data), comme les sondages, est cependant nécessaire 

pour valider cette interprétation. 

I.2.1.c. Les faciès radar associés à des dépôts fluvioglaciaires 

quaternaires 

Le radar géologique a été largement employé pour décrire l’architecture de dépôts 

fluvioglaciaires, notamment dans la vallée du Rhin (Huggenberger, 1993; Huggenberger et al., 1994; 

Beres et al., 1995; Asprion et Aigner, 1997, 1999; Beres et al., 1999; Regli et al., 2002; Kostic et 

Aigner, 2007) et au Danemark (Olsen et Andreasen, 1995; Jakobsen et Overgaard, 2002; Moller et 

Vosgerau, 2006). Huggenberger (1993) a évalué les coefficients de réflexion associés aux interfaces 

entre les principaux lithofaciès fluvioglaciaires quaternaires, décrits au Chapitre B. Les investigations 

2D et 3D fournissent des informations différentes, utilisées pour définir des faciès radar et des 

surfaces radar de différentes natures. 

I.2.1.c.i. Les coefficients de réflexions associés aux 

interfaces entre lithofaciès fluvioglaciaires 

Huggenberger (1993) évalue les coefficients de réflexion des interfaces entre les différents 

lithofaciès fluvioglaciaires des dépôts fluvioglaciaires de la vallée du Rhin. Ces coefficients ont de 

façon générale une valeur plus élevée en conditions saturées qu’en conditions non-saturées. En 

conditions non-saturées, les contrastes les plus importants se produisent entre les graviers sans 

matrice d’une part, et les graviers sableux bimodaux (coefficient de réflexion de 0,08) et les sables 

(coefficient de réflexion de 0,1) d’autre part. Ceci s’explique par les contrastes de propriétés 

hydrodynamiques entre les deux types de lithofaciès (structure macroporeuse des graviers sans 

matrice s’opposant aux pores plus fins de lithofaciès à forte matrice sableuse ou de lithofaciès 

sableux). En conditions saturées, la lithologie contrôle les coefficients de réflexion. Les contrastes les 

plus importants sont entre les sables et les graviers bimodaux (coefficient de réflexion de 0,26), les 

sables et les graviers gris (coefficient de réflexion de 0,2) et les graviers sans matrice et les graviers 

bimodaux (coefficient de réflexion de 0,20). 

I.2.1.c.ii. Typologie de faciès radar 2D 

Une typologie de 4 faciès radar type est généralement distinguée (Tableau 13). Il s’agit des 

faciès à forme général en auge, les faciès à réflecteurs obliques, les faciès à réflecteurs parallèles et 

subparallèles, et les faciès "aveugles" ou pauvres en réflecteurs (Beres et al., 1999). Ces faciès ont été 

décrits majoritairement dans une direction perpendiculaire à l’écoulement du paléosystème en 

tresse. 

97


Tableau 13 : faciès radar en deux dimensions, caractérisés avec une antenne de 50 MHz à partir des travaux 

de Beres et al. (1999) et Regli et al. (2002). D’après Regli et al. (2002) 

Cette typologie de 4 faciès intègre des caractéristiques générales sur les réflecteurs radar. 

Elle est affinée en fonction des caractéristiques des réflecteurs internes au faciès. Huggenberger 

(1993) distingue ainsi les faciès obliques tangentiels et les faciès obliques parallèles. Regli et al. 

(2002) complètent cette classification par des faciès obliques sigmoïdales. Les faciès parallèles ou 

subparallèles sont définis en fonction de leur continuité. Huggenberger (1993) différencie les faciès 

parallèles ou subparallèles continus des faciès "humocky" discontinus. Beres et al. (1999) incluent 

dans ce dernier type les réflecteurs chaotiques. Regli et al. (2002) distinguent également les 

réflecteurs subparallèles obliques. Chaque faciès radar est relié à une configuration de lithofaciès 

fluvioglaciaires. Les lithofaciès fluvioglaciaires utilisés ont été largement décrits au niveau de dépôts 

fluvioglaciaires (Chapitre B). La relation entre les faciès radar et les lithofaciès fluvioglaciaires n’est 

pas unique : un même faciès radar peut correspondre à plusieurs configurations de lithofaciès 

différentes. 

Les faciès radar en auge sont fréquents dans les dépôts fluvioglaciaires. Ces réflecteurs 

correspondent à des remplissages de creux d’érosion ou de chenaux, la surface basale est une 

surface d’érosion (Huggenberger, 1993). La structure interne est de nature variée, les réflecteurs 

correspondent à des alternances entre graviers sableux et graviers sans matrice (gravel couplets), 

mais aussi à des graviers gris (lithofaciès Gcm) ou des sables. Les formes en auge des réflecteurs sont 

observées dans une direction perpendiculaire au paléoécoulement. Dans les directions parallèles, les 

réflecteurs internes aux structures en auge sont inclinés. Ce type de faciès radar a notamment été 

décrit par Asprion et Aigner (1999), Jakobsen et Overgaard (2002) et Moller et Vosgerau (2006). 

Les faciès radar obliques sont associés à la migration de mésoformes de dépôts. La migration 

au sein de creux d’érosion engendre une mésostratification tangentielle à la surface basale d’érosion, 

ce qui se traduit par un faciès radar oblique tangentiel. La migration de dunes de graviers produit 

98


une alternance entre des graviers sans matrice et des graviers sableux bimodaux (gravel couplets). 

Les interfaces entre ces deux lithofaciès correspondent à l’un des plus forts coefficients de réflexion 

d’ondes EM en zone non-saturée (Huggenberger, 1993). L’amplitude des réflecteurs obliques 

associés à cette alternance de lithofaciès est donc élevée. La migration de dunes de graviers est 

également à l’origine de réflecteurs obliques parallèles (Huggenberger, 1993). L’interprétation de ce 

faciès en tant que progradations dues à la migration de dunes ou de barres de graviers a également 

été proposée par Moller et Vosgerau (2006) et Asprion et Aigner (1999). Les faciès oblique tangentiel 

et oblique parallèle peuvent être également associés à des accrétions latérales (Huggenberger, 1993; 

Huggenberger et al., 1994; Beres et al., 1995). Les faciès obliques sigmoïdales correspondent à des 

réflecteurs dont les limites inférieures et supérieures sont tangentielles aux surfaces radar limites 

(Regli et al., 2002). Cette structure est associée à des remplissages de creux d’érosion (Huggenberger, 

1993). Ce faciès a également été décrit par Beres et Haeni (1991) dans le Connecticut aux Etats-Unis, 

et associé à des sables et silts finement stratifiés. 

En ce qui concerne les faciès parallèles, les réflecteurs horizontaux et subhorizontaux sont 

associés aux laminations internes aux couches de sables ou de silts (Huggenberger, 1993), ou aux 

couches de graviers à stratification horizontale (Huggenberger, 1993; Asprion et Aigner, 1997; Beres 

et al., 1999). Les faciès à réflecteurs discontinus sont caractérisés en tant que faciès "humocky" ou 

chaotiques. Ils indiquent la présence de lithofaciès de graviers sableux (Gcm, (c,b)Gcm,i), dans 

lesquels des graviers sans matrice peuvent être intercalés (Beres et al., 1999). Olsen et Andreasen 

(1995) décrivent des réflecteurs radar discontinus subhorizontaux, correspondant à des graviers à 

stratification horizontale ou massifs déposés en zone proximale et intermédiaire de sandur lors de la 

migration de barres de graviers. 

Les faciès à faible réflectivité (parfois appelés faciès "aveugles"), homogène et sans 

réflecteurs clairement identifiables, correspondent à des couches de graviers sableux 

hétérométriques (lithofaciès Gcm, ou graviers gris). Ces couches sont massives (sans stratifications 

internes), et des couches de graviers sans matrice peuvent être intercalées et générer des réflecteurs 

courts (Huggenberger, 1993). Beres et al. (1999) associent ce type de faciès radar à des graviers 

sableux homogènes (lithofaciès Gcm ou (c,b)Gcm,i), ou à des lentilles de sables ou de silts dont la 

stratification n’est pas résolue par le radar géologique. Beres et Haeni (1991) décrivent un faciès 

aveugle avec des diffractions isolées, et l’associent à des sédiments massifs avec présence de blocs. 

I.2.1.c.iii. Les informations apportées par une 

investigation 3D : faciès radar de "time 

slices" et caractérisation de l’architecture du 

dépôt fluvioglaciaire 

On distingue généralement les acquisitions 3D et les acquisitions pseudo-3D. Les premières 

font référence aux acquisitions sur des grilles à mailles très fines, dont le pas est inférieur au quart de 

la longueur d’onde correspondant à la fréquence centrale de l’antenne utilisée. Par exemple, une 

acquisition 3D avec une antenne de 250 MHz requiert une maille de 5 à 10 cm (Grasmueck et al., 

2004). Cette méthode est très coûteuse en temps d’acquisition, mais s’avère intéressante pour la 

caractérisation très fine des structures sédimentaires sur une parcelle de taille réduite, ou 

l’établissement de coupes horizontales de profils radar, ou "time slices". A partir d’une investigation 

au radar géologique en trois dimensions, Beres et al. (1999) définissent ainsi une classification des 

faciès radar de "time slices". Ils reconnaissent ainsi une typologie basée sur 5 types de faciès 

horizontaux, présentés sur la Figure 50. 

99

Chapitre C : Caractérisation aractérisation de l’hétérogénéité structurale en trois dimensions par méthodes géophysiques 

Figure 50 : typologie des coupes horizontales de bloc radar tridimensionnels (time time slices slices) liés aux dépôts 

fluvioglaciaires glaciaires de la vallée du Rhin. D’après Beres et al. (1999). 

Les investigations pseudo pseudo-3D 3D correspondent aux investigations sur des grilles d’acquisition à 

mailles orthogonales ne corresp correspondant ondant pas aux critères des acquisitions 3D. Pour l’étude de 

l’architecture sédimentaire tridimensionnelle de dépôts fluvioglaciaires, les mailles d’une étude 

pseudo-3D 3D sont typiquement d’ordre métrique (Heinz et Aigner, 2003a; Goutaland et al., 2008). 

Figure 51 : exemple d’interprétation de l’architecture tridimensionnelle d’un dépôt fluvioglaciaire par 

analyse de blocs pseudo-3D 3D d’images radar (acquisition sur une grille de maille de 1 à 5 m). Les unités 2 à 5 

correspondent à l’agencement ’agencement complexe de remplissages de creux d’érosion. D’après Heinz et Aigner 

(2003a). 

Heinz et Aigner (2003a) utilisent les investigations radar en pseudo pseudo-3D 3D afin de caractériser les 

éléments architecturaux de dépôts fluvioglaciaires de la vallée du Rh Rhin. in. Ils distinguent deux types 

d’éléments architecturaux principaux : les remplissages de structures d’érosion ("cut-and-fill 

elements") ) et les éléments d’accrétion ou d’aggadation (" ("accretionary elements"). "). Les radargrammes, 

100


mesurés avec un pas de 1 m dans une direction et un pas de 1 à 5 m dans la direction orthogonale, 

ainsi que les coupes horizontales obtenues par interpolation, sont utilisées afin de délimiter les 

surfaces limites entre éléments architecturaux en trois dimensions. Cette étude permet d’évaluer le 

ratio entre les deux types d’éléments architecturaux, ainsi que d’évaluer statistiquement les 

dimensions moyennes de ces structures dans différents sites d’étude. 

I.2.2. Les autres méthodes géophysiques utilisables sur des dépôts 


L’utilisation de méthodes géophysiques dans des milieux fortement hétérogènes est 

problématique dans la mesure où les paramètres pouvant expliquer les données géophysiques ne 

sont pas uniques, rendant l’interprétation ambigüe (Garambois et al., 2002). La combinaison de 

plusieurs méthodes géophysiques peut améliorer l’interprétation. Des études couplant l’utilisation 

du radar géologique et d’autres méthodes géophysiques comme le profilage électrique (par exemple, 

Garambois et al., 2002; Yaramanci et al., 2002; Gourry et al., 2003; Bowling et al., 2005; Bersezio et 

al., 2007), l’électromagnétique (par exemple, Gourry et al., 2003), la sismique (par exemple, 

Garambois et al., 2002) ou la résonance magnétique nucléaire de surface (par exemple, Yaramanci et 

al., 1999; Yaramanci et al., 2002) ont permis de caractériser des dépôts sédimentaires. Les méthodes 

les plus couramment utilisées sont les méthodes électriques et sismiques. Les méthodes de mesure 

de la résistivité électrique sont en effet les plus couramment utilisées pour l’étude des unités 

hydrogéologiques (Yaramanci et al., 1999). La vitesse de propagation des ondes sismiques est quant 

à elle utilisée afin de détecter des interfaces dans la zone non-saturée (Garambois et al., 2002). La 

méthode de profilage électrique (ou panneau électrique) et les méthodes sismiques sont donc 

présentées succinctement dans cette partie. 

I.2.2.a. Le profilage électrique 

I.2.2.a.i. Principe 

La résistivité électrique d’un sol dépend essentiellement de ses teneurs en eau, en argile, et 

de la salinité de l’eau interstitielle (Reynolds, 1997). La conduction d’un courant électrique se fait 

principalement par l’eau contenue dans les pores, ou à l’interface entre les minéraux et l’eau des 

pores (conductivité électrique de surface). La résistivité électrique est donc fortement dépendante 

de l’hétérogénéité d’un dépôt sédimentaire, sa mesure permet d’évaluer les unités 

hydrogéologiques le constituant. 

La mesure de la résistivité électrique d’un sol se fait soit par prospection électrique active 

suite à l’injection d’un courant électrique dans le sous-sol (par exemple, profilage électrique, ou 

polarisation provoquée), soit par prospection passive (méthode de potentiel spontané) consistant à 

mesurer les courants électriques naturels présents dans le sous-sol (Reynolds, 1997). Nous 

n’aborderons que la méthode active de profilage (ou panneau) électrique. 

Le profilage électrique consiste à injecter dans le sol un courant électrique continu entre 

deux électrodes métalliques plantées en surface (définissant un dipôle d'injection généralement noté 

AB), et à mesurer la différence de potentiel induite entre deux autres électrodes, qui définissent un 

dipôle de mesure généralement noté MN, réparties sur un profil généralement rectiligne en surface. 

Les mesures sont effectuées suivant une séquence prédéfinie dépendant de la configuration choisie 

pour les électrodes (cf. I.2.2.a.ii), chaque séquence individuelle correspond à la mesure par un 

quadripôle constituée d’une paire d’électrodes d’injection et d’une paire d’électrodes de mesure. 

101


Les valeurs de résistivités apparentes obtenues pour chacun des quadripôles de mesure sont 

reportées sur une pseudo-section, représentant les variations de la résistivité apparente du sous-sol 

dans le plan vertical défini par la ligne d’électrodes en surface. La résistivité apparente correspond 

aux valeurs de résistivité obtenue sur le terrain, et est dépendante de la configuration des 

électrodes. Elle correspond à la résistivité d’un terrain homogène qui, pour une configuration 

identique des électrodes et un même courant électrique injecté, donnerait la même mesure de 

potentiel électrique que le sol hétérogène réel (Reynolds, 1997). Une pseudo-section est obtenue en 

reportant les valeurs de résistivité apparente mesurées à une pseudo-profondeur dépendant de 

l’écartement des électrodes. Cet écartement détermine donc la profondeur d’investigation, plus il est 

important et plus la profondeur d’investigation est élevée. 

La coupe verticale représentant les résistivités réelles en fonction de la profondeur est 

obtenue par inversion de la pseudo-section de résistivité apparente. L’inversion consiste en un 

processus itératif qui tente de minimiser l’écart entre la pseudo-section mesurée et une pseudosection 

calculée à partir d’un modèle de résistivité électrique (Reynolds, 1997). La minimisation des 

écarts se fait généralement par la méthode des moindres carrés. Le modèle de résistivité obtenu 

après inversion n’est pas unique, d’autres solutions peuvent représenter correctement la résistivité 

réelle du sol. L’inversion a tendance à lisser les contrastes de résistivité. 

Cette méthode permet de fournir des coupes verticales (2D) des résistivités du sous-sol. Il est 

également possible de fournir des blocs de résistivité en 3 dimensions, par acquisition d’une 

séquence de profils électriques 2D parallèles entre eux, ou par acquisition 3D sur une grille 

d’acquisition en 2D en surface (Rubin et Hubbard, 2005). 

I.2.2.a.ii. Dispositifs d’acquisition 

Figure 52 : dispositifs d’acquisition de panneau électrique les plus couramment utilisés, et diagramme de 

sensibilité associé. AB est le dipôle d’injection, MN est le dipôle de mesure, a est la distance minimale entre 

deux électrodes. 

102


Il existe plusieurs dispositifs d’acquisition, associés à la configuration des dipôles d’injection 

et de mesure au cours d’une prospection électrique. Les plus couramment utilisés sont les dispositifs 

Wenner, Schlumberger, et Dipôle-Dipôle. Ces dispositifs sont présentés sur la Figure 52. Reynolds 

(1997) propose des critères de comparaison des dispositifs afin de mettre en avant les avantages et 

les inconvénients de chaque méthode. Ceux-ci sont notamment associés à la contribution de chaque 

élément de volume du sous-sol à la différence de potentiel mesurée, ou fonction de sensibilité 

(Figure 52). Le dispositif Wenner a par exemple une bonne résolution verticale (due aux contours 

horizontaux de la fonction de sensibilité), mais sa profondeur d’investigation est faible par rapport 

aux autres méthodes. Le dispositif Dipôle-Dipôle permet une plus grande profondeur d’investigation, 

mais ce dispositif a une faible résolution verticale, du fait de l’orientation essentiellement verticale 

des contours de la fonction de sensibilité. Sa résolution horizontale est cependant meilleure que le 

dispositif Wenner. Le dispositif Wenner-Schlumberger (configuration particulière d’un dispositif 

Wenner) offre un compromis entre les deux autres méthodes en terme de résolution verticale et 

horizontale, ainsi qu’en profondeur d’investigation. 

I.2.2.a.iii. Application de la résistivité électrique pour la 

caractérisation d’hétérogénéités 


Le profilage électrique peut être utilisé pour la détection d’éléments architecturaux de 

dépôts alluvionnaires. Baines et al. (2002) et Gourry et al. (2003) ont ainsi montré l’utilité de cette 

méthode afin de détecter la géométrie interne de dépôts alluvionnaires, dont des remplissages 

sablo-graveleux de chenaux (Baines et al., 2002), et des paléochenaux fluviatiles (Gourry et al., 2003). 

La stratification et les changements de texture internes aux éléments architecturaux ne peuvent 

cependant pas être résolus (Bersezio et al., 2007). Le profilage électrique fonctionne aussi bien sur 

des dépôts sédimentaires résistifs (sables et graviers "propres") que conducteurs (silts et argiles) 

(Baines et al., 2002). Cependant, les contrastes dans les dépôts alluvionnaires se font principalement 

entre les sédiments grossiers, c’est-à-dire les sables et graviers, et les sédiments fins, composés 

essentiellement de silts et d’argiles (Bersezio et al., 2007). 

Tableau 14 : valeurs typiques de résistivité électrique pour différents matériaux et types de dépôts 

sédimentaires. D’après Reynolds (1997). 

Type de sol 

Gamme de variations de 

résistivité électrique (Ω.m) 

Eau douce 20 – 100 

Eau salée < 10 

Glace > 5.10 4 

Argiles 4 – 150 

Sables secs 80 – 1050 

Sables saturés 20 -200 

Graviers 100 (saturés) – 1400 (secs) 

Sables et graviers 30 – 225 

Sables quaternaires/récents 50 – 100 

Alluvions 10 – 800 

Till 15 – 50 

Moraine 10 – 5000 

Le Tableau 14 présente des valeurs types de résistivité électrique de différents matériaux et 

types de dépôts sédimentaires. La méthode demande un fort contraste de propriétés résistives entre 

les unités à caractériser, afin que celles-ci soient clairement identifiées. Dans le cas des dépôts 

alluvionnaires fluvioglaciaires, dépourvus de fines, les contrastes se font principalement entre les 

103


lithofaciès à dominante sableuse et à dominante graveleuse. Les valeurs du Tableau 14 montrent que 

les gammes de variations de résistivité des sables et des graviers sont proches. En conditions nonsaturées, 

les graviers peuvent cependant avoir une résistivité électrique plus élevée que celle des 

sables. De plus, les contrastes lithologiques entre lithofaciès sableux ou à matrice sableuse et 

lithofaciès de graviers sans matrice peuvent engendrer des contrastes importants de porosité et 

donc de teneur en eau, renforçant ainsi les contrastes de résistivité. De la même façon que pour le 

radar géologique, les contrastes de propriétés hydrodynamiques peuvent ainsi avoir un effet 

important sur la distribution des résistivités électriques. 

Le profilage électrique a souvent été associé au radar géologique pour la caractérisation des 

hétérogénéités de subsurface. Bowling et al. (2005, 2007) utilisent ces deux méthodes afin de définir 

un modèle géologique conceptuel de dépôts alluvionnaires dans le Mississipi aux Etats-Unis. Ils 

distinguent notamment des dépôts de rivières en méandres et des dépôts de rivière en tresse (Figure 

53). Cette interprétation est confirmée par des profils de sismique réflexion (le réflecteur R1 de la 

Figure 53c correspond à l’interface entre ces deux types de dépôts alluvionnaires). Bersezio et al. 

(2007) ont montré que l’utilisation couplée d’une imagerie géophysique par radar géologique, 

panneau électrique (dispositif dipôle-dipôle) et sondages électriques verticaux, avec une analyse 

sédimentologique de dépôts analogues, permet l’identification des unités stratigraphiques de dépôts 

alluvionnaires de rivière en méandres à l’échelle des éléments architecturaux (chenaux, barres, 

dépôts de berge). 

Figure 53 : exemple d’étude couplant a) une étude sédimentologique et plusieurs méthodes géophysiques : 

b) radar géologique, c) sismique réflexion, c) panneau électrique (Bowling et al., 2005; Bowling et al., 2007). 

Cette étude permet notamment de distinguer des dépôts de rivière en méandres (entre 0 et 3-4 m de 

profondeur) et des dépôts de rivière en tresse (profondeurs supérieures à 3-4 m ; interface entre les deux 

typres de dépôt correspondant au réflecteur R1 de la figure c). D’après Bowling et al. (2007). 

I.2.2.b. Méthodes sismiques 

La mesure des variations de la vitesse de propagation des ondes sismiques dans les sols peut 

être utilisée pour caractériser les interfaces des différentes unités constituant un dépôt 

sédimentaire. Ces vitesses sont déterminées par méthodes sismiques, mesurant la déformation 

mécanique d’un sol consécutive à la propagation d’une onde sismique. 

104


Le principe des méthodes sismiques consiste à générer un système d’ondes élastiques qui se 

propagent dans le sol, à partir d’un ébranlement (source sismique) naturel ou provoqué, en surface 

ou souterrain. Les ondes sismiques générées se réfléchissent, se réfractent ou diffractent sur des 

interfaces de discontinuité de vitesses sismiques. Des géophones placés en surface recueillent la 

réponse du sol investigué (Henry, 1994). 

Parmi les ondes sismiques, on distingue les ondes de volume (ondes P et S) et les ondes de 

surfaces (ondes de Rayleigh et de Love). Les ondes de surface sont notamment utilisées pour la 

technique sismique d’inversion des ondes de surface. Les ondes principalement utilisées en 

méthodes sismiques sont les ondes de volume. 

Les ondes P sont des ondes de compression, dont la propagation se traduit par une 

succession de compression et de dilatation du milieu soumis à l’onde mécanique. Les ondes de 

compression vibrent dans le sens de propagation (ondes longitudinales). Les ondes S sont des ondes 

de cisaillement, dont la propagation entraîne une déformation du milieu dans une direction 

perpendiculaire à l’incidence de l’onde (ondes transversales). Nous n’évoquerons que la sismique en 

onde de compression. Le Tableau 15 récapitule les gammes de variations d’onde P pour différents 

matériaux et types de dépôts sédimentaires. Les gammes de variations des vitesses entre les 

différents types de sédiments clastiques se recoupent, rendant l’interprétation non univoque et 

difficile sans l’apport d’informations fournies par d’autres méthodes géophysiques. 

Tableau 15 : valeurs typiques de vitesses sismiques d’ondes P pour différents matériaux et types de dépôts 

sédimentaires. D’après Reynolds (1997). 

Type de sol 

Gamme de variations de 

vitesses d’ondes P (m.s -1 ) 

Air 330 

Eau 1450 – 1530 

Glace 3000 – 4000 

Argiles 1000 - 2500 

Sables secs 200 – 1000 

Sables saturés 1500 – 2000 

Graviers 1000 – 2500 

Sables et graviers 400 – 2300 

Alluvions 1800 – 2000 

Till 800 – 2300 

Moraine 1500 – 2700 

Les méthodes sismiques sont classées en fonction de l’incidence de l’onde sismique émise. 

Les méthodes de sismique réflexion et de sismique réfraction sont distinguées. La sismique réflexion 

consiste à mesurer en surface les signaux réfléchis sur les interfaces séparant des zones de vitesses 

différentes, suivant la loi de Snell analogue à la loi optique de Descartes. Le résultat est un profil 

sismique représentant les principales interfaces en fonction du temps double d’aller-retour des 

ondes sismiques. Cette méthode ne permet pas cependant d’avoir une résolution verticale suffisante 

pour détecter les unités stratigraphiques submétriques de la proche surface. Pour la caractérisation 

des hétérogénéités de dépôts sédimentaires à l’échelle méso- à macroscopique, la sismique réflexion 

demande l’utilisation de sources haute-fréquence. Les sources sismiques haute-fréquence produisent 

généralement des ondelettes sismiques de fréquence inférieures à 300 MHz, ce qui entraîne une 

résolution verticale pour un dépôt sédimentaire non consolidé à vitesse de propagation de 500 m.s -1 

de l’ordre de 50 cm (Bowling et al., 2007). Cette résolution s’avère insuffisante pour l’étude de la 

stratification sédimentaire de dépôt fluvioglaciaire par exemple. L’utilisation d’une source hautefréquence 

est de plus limitée par la filtration naturelle du sol (absorption du signal en profondeur). 

Cette méthode n’est donc généralement pas utilisée pour la caractérisation de la structure de dépôt 

sédimentaire à l’échelle méso- à macroscopique. 

105


D’après la loi de Snell, une onde sismique incidente est réfractée à l’interface entre deux 

matériaux de vitesse sismique contrastante si l’angle d’incidence atteint une valeur critique à 

l’origine d’une onde se déplaçant au niveau de cette interface. La méthode de sismique réfraction est 

basée sur la propagation des ondes réfractées. Cette méthode nécessite un gradient de vitesses de 

propagation avec la profondeur (nécessaire à l’existence d’un angle critique). Ce gradient explique 

que les ondes réfractées correspondent aux premières arrivées sur un enregistrement sismique 

(propagation plus rapide de l’onde sur le toit du milieu inférieur). On recueille des dromochroniques, 

c’est-à-dire des courbes temps-distances, dont les pentes sont inversement proportionnelles aux 

vitesses de propagation dans le milieu. La sismique réfraction est préférentiellement utilisée pour les 

investigations de la proche surface (Reynolds, 1997; Rubin et Hubbard, 2005; Bowling et al., 2007). 

Cette méthode est très utile pour identifier les interfaces majeures de la subsurface comme par 

exemple les toits de nappe ou la base d’aquifères, et est très adaptée aux dépôts à stratifications 

subhorizontales. Bowling et al. (2007) utilise ainsi la sismique réfraction en complément du radar 

géologique et du profilage électrique, afin de caractériser les interfaces majeures internes à un dépôt 

alluvionnaire. La sismique réfraction permet notamment de déterminer l’interface entre des dépôts 

fluviatiles en méandre et des dépôts de système en tresse (Figure 53). Sass (2006) couple également 

le radar géologique, le profilage électrique et la sismique réfraction afin de caractériser la structure 

interne d’un cône de déjection. La connaissance des vitesses de compression apporte une 

information complémentaire sur la nature des dépôts et la détection du bedrock. 

Les méthodes sismiques n’offrent qu’une résolution limitée ne permettant pas de 

caractériser les structures stratigraphiques à l’échelle submétrique (par exemple, les paléochenaux 

ou les barres de graviers), et restent difficiles à relier à la lithologie (Bowling et al., 2007). Couplées à 

d’autres méthodes géophysiques, les méthodes sismiques fournissent cependant des informations 

complémentaires sur la stratigraphie d’un dépôt à l’échelle mégascopique. 

I.3. Conclusion et choix méthodologiques 

L’approche couramment utilisée en hydrogéophysique, consistant à obtenir une information 

continue sur la répartition des unités hydrogéologiques par combinaison de données directes 

ponctuelles, obtenues notamment par une étude sédimentologique menée localement à l’échelle 

d’étude, et de données indirectes continues, mesurées par méthodes géophysiques, a largement été 

employée pour la caractérisation de l’architecture sédimentaire tridimensionnelle et la répartition 

des unités hydrogéologiques de dépôts fluvioglaciaires quaternaires (Asprion et Aigner, 1999; Beres 

et al., 1999; Heinz et Aigner, 2003a; Kostic et al., 2005). L’étude sédimentologique réalisée au niveau 

du dépôt fluvioglaciaire de l’Est lyonnais a ainsi permis d’obtenir des données directes sur 

l’architecture sédimentaire de ce dépôt (étude sédimentologique du Chapitre B). Sur la base de 

l’approche hydrogéophysique définie ci-dessus, ces données peuvent être couplées à des mesures 

géophysiques, afin de caractériser la répartition structurale des hétérogénéités sédimentaires du 

dépôt sédimentaire. Nous avons donc orienté notre étude suivant cette approche. 

Parmi les méthodes géophysiques utilisées pour la caractérisation hydrogéophysique, le 

radar géologique, ou Ground-Penetrating Radar (GPR) est la méthode qui a le plus largement été 

utilisée sur des dépôts fluvioglaciaires. Ceci s’explique notamment par la faible atténuation des 

ondes électromagnétiques dans ce type de dépôt, dépourvu de la fraction granulométrique siltoargileuse, 

ainsi que de la résolution verticale fine pouvant être atteinte par cette méthode 

(résolution décimétrique avec une antenne de 400 MHz). Dans le cas de dépôts sédimentaires, les 

réflecteurs GPR sont principalement associés aux variations de teneur en eau, du fait de la valeur 

élevée de la permittivité électrique de l’eau par rapport aux sédiments et à l’air. La teneur en eau est 

directement corrélée à la stratification sédimentaire d’un dépôt, caractérisé par des changements de 

106


granulométrie, forme, orientation et arrangement des grains, mais également à d’autres variables 

secondaires comme la teneur en oxydes de fer ou la présence d’horizons à teneur en matière 

organique élevée. Le radar géologique est ainsi utilisable pour caractériser la structure sédimentaire 

d’un dépôt fluvioglaciaire aux échelles méso- à macroscopique. Les antennes les plus couramment 

utilisées pour la caractérisation de l’architecture d’un dépôt sédimentaire sont les antennes de 100 à 

300 MHz (Tableau 11). L’utilisation d’antennes de fréquence plus élevée permet une meilleure 

résolution verticale. L’interprétation de profils radar en terme de stratigraphie radar permet de 

définir des faciès radar, corrélables à des configurations de lithofaciès fluvioglaciaires (Tableau 1). 

Parmi ceux-ci, les graviers sans matrice sont ceux qui engendrent le plus fort coefficient de réflexion 

en zone non-saturée. Les principales structures fluvioglaciaires, comme par exemple les remplissages 

de creux d’érosion ou les barres de graviers, sont identifiables par radar géologique. 

D’autres méthodes géophysiques peuvent également être utilisées pour caractériser 

l’architecture de dépôts sédimentaires. Le profilage électrique mesure les variations de résistivité 

électrique d’un sol. Dans le cas de dépôt fluvioglaciaire, les contrastes de résistivité se font 

principalement entre les lithofaciès à dominante sableuse et les lithofaciès essentiellement 

constitués de graviers. Les méthodes de sismique réflexion haute résolution et de sismique réfraction 

ont également été utilisées, mais leur résolution n’est pas assez fine pour caractériser l’architecture 

sédimentaire à l’échelle méso- ou macroscopique. La combinaison de ces méthodes géophysiques 

avec le radar géologique permettent de limiter le problème de non-unicité des relations entre 

mesures géophysiques et unités sédimentaires, par l’apport d’informations complémentaires à celle 

obtenue sur la stratification sédimentaire par radar géologique. Le profilage électrique apporte ainsi 

une information sur la lithologie d’un dépôt sédimentaire, que n’apportent pas le radar géologique et 

les méthodes sismiques. Les méthodes sismiques apportent quant à elle une information sur les 

interfaces majeures d’un dépôt sédimentaire, à l’échelle mégascopique. 

Enfin, l’acquisition de plusieurs profils géophysiques adjacents à partir de grilles d’acquisition 

à mailles orthogonales permet de construire des blocs pseudo-3D ou 3D radar, ou des blocs de 

résistivité en 3 dimensions, qui permettent de caractériser l’architecture tridimensionnelle de dépôts 

fluvioglaciaires (Heinz et Aigner, 2003a). 

De cette étude bibliographique, il ressort donc que le radar géologique est un outil 

d’investigation géophysique privilégié pour l’étude de dépôt fluvioglaciaire aux échelles 

mésoscopique (caractérisation de la configuration des lithofaciès) et macroscopiques (caractérisation 

des éléments architecturaux en 2D et 3D). Cette méthode a donc été utilisée pour caractériser le 

dépôt fluvioglaciaire de l’Est lyonnais. Les méthodes de profilage électrique et de sismique réfraction 

ont également été testées sur le bassin d’infiltration, afin de disposer de données géophysiques 

complémentaires à celles du radar géologique. Notons ici que nous ne présenterons pas les résultats 

concernant la sismique réfraction. La bonne profondeur d’investigation de cette méthode a permis 

de confirmer la profondeur du niveau statique de la nappe, entre 12 et 13,5 m de profondeur sous la 

surface du bassin d’infiltration. Mais la faible résolution n’a pas permis de résoudre l’hétérogénéité 

sédimentaire aux échelles méso- à macroscopiques. 

En ce qui concerne le radar géologique, nous avons testé différentes antennes, afin d’évaluer 

le pouvoir de résolution de chacune d’elle pour la détermination de la répartition des lithofaciès. 

Compte-tenu des antennes utilisés par d’autres auteurs et des antennes à disposition, nous avons 

orienté notre choix vers une antenne de 200 MHz, ainsi que vers deux autres antennes de fréquences 

plus élevées de 400 MHz et de 900 MHz. 

Enfin, les mesures géophysiques ont été réalisées sur des grilles d’acquisition orthogonales, 

de façon à définir des blocs pseudo-3D utilisables pour la caractérisation tridimensionnelle de 

l’architecture sédimentaire du dépôt fluvioglaciaire. 

107




L’objectif est de définir, à partir d’une investigation géophysique, un modèle stratigraphique 

du dépôt fluvioglaciaire à une échelle réduite représentative de l’ouvrage d’infiltration, traduisant les 

hétérogénéités sédimentaires aux échelles mésoscopiques (lithofaciès) et macroscopiques (éléments 

architecturaux). Deux méthodes géophysiques, le radar géologique et la résistivité électrique, ont été 

utilisées. Dans un premier temps, un calibrage des signaux géophysiques à partir des descriptions 

sédimentologiques des parois d’excavation a été réalisé. Ce calibrage a notamment permis de définir 

une typologie de faciès géophysiques. Cette typologie a ensuite été utilisée afin de définir un modèle 

stratigraphique du dépôt fluvioglaciaire. Ce modèle a nécessité une validation, effectuée par 

comparaison de profils radar synthétiques avec les profils radar mesurés expérimentalement. La 

méthodologie suivie est représentée schématiquement sur la Figure 54. 

Comparaison des formes de dépôt 

décrites sur les parois d’excavation 

des zones A et B avec les profils 

géophysiques correspondant 

Investigation géophysique sur les 

grilles d’acquisition fines en arrière 

des parois d’excavation 

Calibrage local des signaux géophysiques en 

fonction des caractéristiques des formes de 

dépôt en 2D et 3D 

Investigation d’une zone non connue 

d’un point de vue sédimentaire 

Figure 54 : méthodologie utilisée pour la définition d’un modèle stratigraphique du dépôt fluvioglaciaire 

étudié à une échelle réduite représentative de l’ouvrage d’infiltration 

108 

Interprétation des profils géophysiques 

mesurés sur la grille d’acquisition à partir 

des formes de dépôt décrites sur les parois 

d’excavation des zones A et B et des profils 

géophysiques correspondant 

Interprétation des signaux géophysiques en terme 

d’éléments architecturaux et de lithofaciès 

Modèle stratigraphique 3D 

Modélisation des signaux à partir du modèle stratigraphique et comparaison 

avec les signaux mesurés 

OUI 

concordance ? 

Modèle stratigraphique validé 

NON


II.1.1. Calibrage des signaux géophysiques 

Le calibrage des signaux géophysiques a pour objectifs la normalisation des profils radar en 

profondeur, et la traduction des signaux géophysiques en terme de forme de dépôt sédimentaire 

fluvioglaciaire aux échelles méso et macroscopique. 

La normalisation en profondeur des profils radar correspond à la conversion de l’unité 

verticale initiale en temps-double (exprimée en ns) en unité verticale métrique. Cette conversion 

revient à estimer la vitesse de propagation des ondes électromagnétiques dans le dépôt 

fluvioglaciaire. Cette vitesse est dépendante des propriétés physiques des lithofaciès. Idéalement, et 

compte-tenu de l’hétérogénéité lithologique, il serait nécessaire d’estimer les profils de vitesse de 

façon dense sur l’ensemble des profils, par méthode CMP. Nous avons fait l’hypothèse simplificatrice 

d’une vitesse de propagation homogène dans l’ensemble du dépôt fluvioglaciaire. Cette vitesse a été 

estimée par confrontation des profils radar obtenus au droit des parois d’excavation creusées a 

posteriori de l’investigation géophysique. Des réflecteurs radar caractéristiques ont été corrélés à 

des interfaces sédimentaires clairement identifiées sur les parois des excavations des zones A et B. 

Une vitesse moyenne a ainsi été définie. Cette vitesse a été comparée aux vitesses estimées en deux 

points du bassin par méthode CMP, afin d’évaluer la pertinence de la méthode. 

D’autre part, le calibrage permet d’associer des faciès géophysiques aux caractéristiques 

sédimentaires des lithofaciès et des éléments architecturaux du dépôt fluvioglaciaire. Un faciès 

géophysique se définit comme une unité de caractéristiques géophysiques homogènes. Ces 

caractéristiques sont dépendantes des propriétés physiques du dépôt fluvioglaciaire, et sont donc 

associées aux caractéristiques sédimentaires. Chaque méso et macrostructure fluvioglaciaire va ainsi 

générer un faciès géophysique particulier. Nous avons établi une typologie de ces faciès 

géophysiques, en se basant sur la délimitation en trois dimensions de ces faciès et des 

caractéristiques internes à ces faciès. Cette typologie a été associée aux formes et environnements 

de dépôts caractérisés lors de l’étude sédimentologique. 

II.1.2. Détermination de modèles stratigraphiques du dépôt 


La typologie définie à l’étape précédente a pour but d’interpréter les signaux géophysiques 

en fonction des caractéristiques sédimentaires locales du dépôt fluvioglaciaire. Les mesures 

géophysiques réalisées sur des zones réduites en surface du bassin d’infiltration peuvent ainsi être 

traduites en modèles stratigraphiques du dépôt fluvioglaciaire, représentatifs du dépôt 

fluvioglaciaire sous l’ensemble du bassin d’infiltration. Ces modèles représentent l’architecture du 

dépôt fluvioglaciaire, à savoir l’agencement spatial des éléments architecturaux et la répartition ainsi 

que la stratification des lithofaciès internes à ces éléments architecturaux. 

Chaque modèle nécessite une validation. Celle-ci a été effectuée par comparaison de profils 

radar synthétiques avec les profils radar mesurés expérimentalement. Les géométries des modèles 

stratigraphiques servent d’entrée pour la modélisation des réflecteurs radar. Cette modélisation 

nécessite d’affecter des propriétés électriques à chaque lithofaciès. La comparaison entre profils 

synthétique et mesuré permet de vérifier la compatibilité des modèles stratigraphiques avec les 

mesures géophysiques. Un modèle stratigraphique peut ainsi être validé. Les géométries des 

modèles validés serviront d’entrée pour la modélisation des écoulements dans un volume 

représentatif de la zone non-saturée du bassin d’infiltration. 

109


II.2. Grilles d’acquisition 

Une grille à maille grossière (5 m), ainsi que trois grilles à mailles fines (entre 1 et 1,5 m), 

dont deux jouxtant les excavations réalisées dans le bassin, ont été utilisées pour les investigations 

géophysiques. Ces grilles sont représentées sur la Figure 55. 

Figure 55 : schéma du bassin d’infiltration DjR et emplacement des grilles d’acquisition A, B et C pour les 

mesures géophysiques. La grille large de 5 m n’est pas représentée. Les grilles A et B sont situées chacune en 

arrière d’une excavation, afin de calibrer les signaux géophysiques aux hétérogénéités sédimentaires. 

L’emprise des excavations sur les grilles d’acquisition est représentée. 

II.2.1. Bassin d’infiltration 

Une grille d’acquisition de maille carrée de 5 m de côté a été définie pour l’investigation 

géophysique sur la totalité de la surface du bassin d’infiltration (1 ha environ). Cette grille est 

composée de 27 lignes d’acquisition orientées Nord-Sud (NS), auxquels ont été affectées les lettres A 

à Z puis AA d’Est en Ouest, et 33 lignes d’acquisition orientées Est-Ouest (EO), numérotées de 1 à 33 

du Nord vers le Sud. 

Les résultats présentés dans le cadre de la thèse correspondent à l’échelle de parcelles 

réduites du bassin (zones A, B et C présentées ci-dessous, échelle métrique à plurimétrique). Les 

résultats correspondant à la grille d’acquisition de maille de 5 m de côté (échelle large du bassin) 

ne seront pas présentés. 

II.2.2. Zone A 

Une grille d’acquisition fine de maille carrée de 1 m de côté a été définie dans la zone A du 

bassin DjR. Cette grille est située en arrière de la paroi d’excavation décrite (côté ouest de 

l’excavation). Cette grille est composée de 11 profils NS (longueur limitée par le talus du bassin, 

110


variant de 18 m à 30 m) et 26 profils EO (longueur limitée par le talus du bassin, variant de 3 m à 10 

m). Par rapport à la grille de maille 5 m, cette grille est située entre les lignes W et Z orientées NS, et 

les lignes 1 et 6 orientées EO. 

Les résultats présentés correspondent à une aire limitée de la zone d’étude, de dimensions 

15 m x 8 m (surface de 120 m²), et orientée à 18° N, parallèlement à la tranchée. 

II.2.3. Zone B 

Une grille d’acquisition fine de maille rectangulaire a été définie dans la zone B du bassin DjR. 

L’espacement entre deux lignes consécutives est de 1 m NS et de 1,5 m EO. Cette grille est composée 

de 11 profils NS (longueur totale de 6 m) et 7 profils EO (longueur totale de 15 m). Elle occupe une 

surface de 90 m². Cette grille ayant été utilisée en avril 2004, un an avant les mesures au GPS 

différentiel des mailles des autres grilles (réalisées en mai 2005), le recalage de la grille de la zone B 

sur la grille de maille 5 m est plus approximatif. Cette grille se situe approximativement entre les 

lignes C et F orientées NS, et les lignes 9 et 11 orientées EO. 

II.2.4. Zone C 

Figure 56 : emplacement des zones d’étude réduites nord et ouest sur la grille C 

Une grille d’acquisition fine de maille carrée de 1 m de côté a été définie dans la zone C du 

bassin DjR. Cette grille est composée de 16 profils NS (longueur limitée par le talus du bassin, variant 

de 10 m à 15 m) et 16 profils EO (longueur limitée par le talus du bassin, variant de 13 m à 15 m). Par 

rapport à la grille de maille 5 m, cette grille est située entre les lignes A et D orientées NS, et les 

lignes 26 et 29 orientées EO. Cette grille contient en partie centrale le puits de mesure situé au sud 

111


du bassin d’infiltration. L’emprise du puits est de 8 m², entre les lignes EO x = 4 m et x = 8 m, et les 

lignes NS y = 5 m et y = 9 m de la Figure 56. 

Une zone réduite de 15 m x 5 m, correspondant à la partie la plus au nord de la grille C a été 

définie. Cette zone, appelée zone nord, est orientée à 115° N. Une autre zone réduite de 8 m x 4 m a 

été définie à l’ouest du puits de mesure. Cette zone, appelée zone ouest, est orientée à 25 ° N. Ces 

deux zones sont localisées sur la Figure 56. 

II.3. Investigation géophysique 

Les méthodes géophysiques utilisées sont le radar géologique et le profilage électrique. Nous 

rappelons que les résultats concernant la méthode de sismique réfraction, testée sur le bassin mais 

n’ayant pas apporté d’informations pertinentes à l’échelle de l’étude, ne seront pas présentés dans la 

thèse. 

II.3.1. Radar géologique 

II.3.1.a. Acquisition 

Les mesures au radar géologique ont été effectuées sur l’ensemble des grilles d’acquisition 

(grille à maille grossière de 5 m, grilles à mailles fines de 1m). 

Les investigations réalisées en 2004 (grille B) ont été effectuées à l’aide du radar GSSI SIR 

system 10H (Geophysical Survey Systems Inc., Salem, U.S.A.) du Laboratoire Régional d’Autun. Le 

système a été associé à des antennes blindées de fréquences centrales 200 MHz, 400 MHz et 900 

Mhz. Le mode de fonctionnement du dispositif était monostatique (émetteur et récepteur 

confondus). Le dispositif d’acquisition et de traitement sur site du signal était embarqué dans un 

véhicule disposant d’une roue codeuse (enregistrement automatique de la distance). Les profils de 

mesure ont été réalisés à la fois avec la roue codeuse et à l’aide d’un dispositif d’enregistrement 

manuel de la distance, afin de marquer le début et la fin de la distance investiguée au géoradar. 

L’acquisition du signal s’est fait par un opérateur qui tire l’antenne le long du profil à investiguer. 

Les investigations réalisées en 2005 (grille A et C, grille à maille grossière de 5m) ont été 

effectuées avec le système d’acquisition GSSI SIR 3000 du Laboratoire Régional d’Autun. Ce système 

a été utilisé avec des antennes blindées de fréquence centrale 400 MHz pour les investigations à 

partir de la grille grossière, et des antennes de fréquences centrales 200 MHz et 400 MHz pour les 

grilles fines. Le fonctionnement du dispositif est monostatique. Les profils de mesure ont été réalisés 

à l’aide d’un dispositif d’enregistrement manuel de la distance, afin de marquer le début et la fin de 

la distance investiguée au géoradar, ainsi que les nœuds des grilles d’acquisition. L’acquisition du 

signal s’est fait par un opérateur qui tire l’antenne le long du profil à investiguer. 

Une acquisition en mode CMP (Common MidPoint, point milieu commun) a été réalisée en 

juillet 2007. Deux antennes de fréquence centrale 400 MHz ont été utilisées. Cette acquisition a 

permis d’évaluer la vitesse de propagation des ondes électromagnétiques au niveau de deux profils 

d’investigation, situé dans la zone C, au Nord et à l’Ouest du puits de mesure. Les acquisitions ont été 

faites avec un pas d’écartement de 10 cm (déplacement de chaque antenne de 5 cm de part et 

d’autre du point milieu). L’écartement initial des antennes était de 30 cm. L’acquisition au Nord du 

puits de mesure a été effectuée sur un profil rectiligne de 5,4 m correspondant à l’extrémité Nord de 

la grille C. Le traitement sur site appliqué est un filtre passe bande (25 – 800 MHz) et un stacking de 

100. L’acquisition à l’Ouest du puits a été effectuée sur un profil rectiligne de 5,5 m situé sur le profil 

x=13 m de la grille C. Le traitement sur site appliqué est un filtre passe bande (25 – 800 MHz) et un 

stacking de 100. 

112


II.3.1.b. Traitement des données 

L’ensemble des traitements appliqués aux mesures réalisées en mode réflexion est récapitulé 

dans le Tableau 16. Un traitement primaire est imposé lors de l’acquisition. Il s’agit d’un filtre passebande, 

réglé de façon à couper les fréquences inférieures à un quart de la fréquence centrale 

d’antenne et supérieures au double de la fréquence centrale d’antenne. Un gain linéaire est 

également appliqué, en fonction des conditions de terrain le jour de l’acquisition. Un stacking 

(moyenne des traces) est parfois utilisé. La fenêtre d’écoute est définie en fonction de l’atténuation 

du signal. 

Le traitement des données après mesure a été réalisé avec le logiciel Radan 6 version 5.0.7 

de GSSI. La séquence de traitement appliquée est inspirée de la séquence de la Figure 49. Cette 

séquence est constituée des traitements suivants : normalisation en distance, ajustement à zéro du 

réflecteur correspondant à l’interface air/sol avant sa soustraction par filtre horizontal (background 

removal), migration de Kirchhoff. La phase instantanée obtenue par transformée de Hilbert a 

également été étudiée, afin d’évaluer la continuité des principaux réflecteurs radar. Un gain linéaire 

a finalement été appliqué afin de visualiser correctement les signaux. 

Tableau 16 : traitements in situ et après mesures, réalisés sur les profils radar mesurés sur les grilles 

d’acquisition à mailles fines A, B et C 

Traitement Grille A (mai 2005) Grille B (avril 2004) Grille C (mai 2005) 

SIR 3000 SIR 10H SIR 3000 

200 400 200 400 900 MHz 200 400 MHz 

MHz MHz MHz MHz 

MHz 

Traitement Fenêtre 200 ns 150 ns 200 ns 80 ns 30 ns 200 ns 120 ns 

in situ d’acquisition 

Gain linéaire -10dB -12dB 0dB -5dB 10dB -12dB -12dB 

32dB 32dB 45dB 40dB 35dB 32dB 32dB 

Filtre passe- 25-400 100-800 50-400 100-800 225- 100-800 25-400 

bande MHz MHz MHz MHz 1800 

MHz 

MHz MHz 

Stack - - 3 5 5 - - 

Traitement Normalisation 40 40 40 40 40 40 40 

après en distance scans/m scans/m scans/m scans/m scans/m scans/m scans/m 

acquisition Ajustement 

du 1 er 

Oui Oui Oui Oui Oui Oui Oui 

réflecteur 

zéro 

à 

Migration Oui Oui Oui Oui Non Oui Oui 

Background 

Removal 

Oui Oui Oui Oui Non Oui Oui 

Transformée 

de Hilbert en 

Phase 

instantanée 

Oui Oui Oui Oui Non Oui Oui 

En ce qui concerne l’acquisition en mode CMP réalisée en 2007, le traitement a été réalisé 

avec le logiciel ReflexW 4.0 (Sandmeier Software, Karlsruhe, Allemagne). Une analyse de semblance a 

été effectuée, afin d’estimer le profil des vitesses de correction (vitesses NMO), puis les vitesses 

d’intervalle. La gamme de variation des vitesses d’intervalle a été comparée aux estimations de 

vitesse des ondes EM faites par corrélation entre la description sédimentologique des excavations et 

les profils radar correspondants. 

113


Figure 57 : acquisition CMP dans la partie Nord du puits de mesure. La fréquence d’antenne utilisée est de 

400 MHz. 

II.3.1.c. Interprétation 

Les profils traités ont été analysés en terme de surface radar et de faciès radar, suivant la 

terminologie définie sur la Figure 48. Après normalisation en profondeur des coupe-temps, les faciès 

radar ont été corrélés aux éléments architecturaux et lithofaciès décrits lors de l’analyse 

sédimentologique. La relation entre faciès radar et textures et structures fluvioglaciaires a été 

comparée à celle du Tableau 13.. 

II.3.2. Résistivité électrique 

II.3.2.a. Acquisition 

Les acquisitions ont été effectuées avec le résistivimètre Terrameter SAS 4000, associé au 

système multi-électrodes LUND de la société ABEM. Le dispositif choisi est un dispositif dipôle-dipôle 

à 32 électrodes, avec un espacement d'électrode de 1 m. Cette configuration a été choisie afin 

d’avoir une résolution fine (espacement faible entre électrodes), tout en ayant une profondeur 

d’investigation suffisante, au moins égale à la profondeur de l’excavation (2,5 m). Compte-tenu du 

nombre d’électrodes et de leur espacement, la profondeur d’investigation peut atteindre 10 m. 

L’acquisition a été effectuée sur les profils NS de la grille A (Figure 58), et sur deux profils 

orthogonaux de la grille C, situés au Nord et à l’Ouest du puits de mesure. Au niveau de la grille A, les 

32 électrodes n’ont pas toutes été sollicitées, les profils étant limités dans leur partie nord par le 

talus du bassin. Au niveau de la grille C, seul 16 électrodes ont été utilisées. 

II.3.2.b. Inversions 2D et 3D 

Les profils de résistivités apparentes du sol ont été obtenus après inversion des signaux, 

réalisée avec le logiciel Res2Dinv (Loke et Barker, 1996). Une inversion 3D avec le logiciel Res3Dinv 

(Loke et Dahlin, 2002) a également été réalisée à partir des acquisitions réalisées dans la zone A. 

Les programmes Res2Dinv et Res3Dinv effectuent l’inversion des résistivités apparentes par 

une méthode d’optimisation par moindres carrés. A chaque itération, un modèle de résistivité est 

comparé avec la pseudo-section de résistivités apparentes mesurées. Si l’écart RMS (Root-Mean 

Square) entre le modèle et les mesures est suffisamment faible, le modèle est considéré valide, sinon 

une nouvelle itération correspondant à un modèle de résistivité différent est proposé. Entre 6 et 8 

itérations ont été nécessaires pour converger vers un modèle de résistivité 2D valide. En ce qui 

concerne les inversions réalisées avec Res3Dinv, 6 itérations ont été nécessaires pour converger vers 

un modèle de résistivité en 3 dimensions. 

114


Figure 58 : mesure de la résistivité électrique par panneau électrique au niveau de la grille A. Les 8 profils de 

résistivité mesurés correspondent aux 8 lignes orientées NS les plus à l’est de la grille. 

II.4. Interpolation tridimensionnelle par krigeage des interfaces entre 

faciès géophysiques 

Les investigations géophysiques réalisées sur les grilles d’acquisition fines (mailles de 1 m) 

permettent d’obtenir des profils longitudinaux faiblement distants entre eux, recoupés par des 

profils transversaux également densément répartis. L’analyse de chacun des profils permet de 

délimiter les principaux faciès géophysiques, chaque faciès géophysique identifié sur un profil étant 

identifiable sur les profils adjacents. De proche en proche, il est ainsi possible d’évaluer l’extension 

latérale des faciès. 

Les interfaces entre faciès géophysiques (surface radar dans le cas d’un profil GPR) peuvent 

ainsi être représentées en trois dimensions, par interpolation de ces interfaces entre profils 

adjacents. Cette interpolation a été réalisée par krigeage des coordonnées tridimensionnelles (X, Y, Z) 

obtenues par digitalisation des interfaces sur les profils longitudinaux et transversaux. Cette 

digitalisation a été effectuée avec le logiciel Didger (Golden Software Inc., Golden, Colorado, USA), 

après calage des profils géophysiques en profondeur et par rapport à la grille d’acquisition en 

surface. Le krigeage a été choisi pour la possibilité de prendre en compte l’anisotropie des données 

(anisotropie liée à la genèse du dépôt fluvioglaciaire), et du fait qu’il assure une variance d’estimation 

minimale. 

L’estimation des variogrammes expérimentaux a été effectuée avec le logiciel Surfer (Golden 

Software Inc., Golden, Colorado, USA). Sur ces variogrammes expérimentaux ont été ajustés des 

modèles linéaires anistropiques, avec effet de pépite (sauf indication contraire). Un modèle de 

variogramme a été défini pour chaque interface entre faciès géophysiques. Ces modèles ont été 

utilisés pour interpoler les profondeurs des interfaces sur l’ensemble de la surface des grilles 

d’acquisition. 

115


Chaque faciès géophysique a ainsi été associé à une forme externe, caractéristique de la 

forme des éléments architecturaux. Cette forme externe a été utilisée comme caractéristique de la 

typologie de faciès géophysiques établie. 

II.5. Modélisation des réflecteurs radar 

Afin de valider les géométries du modèle stratigraphique, un modèle synthétique des 

réflecteurs radar a été défini à partir de l’interprétation des profils radar mesurés dans la zone nord 

de la grille C. Les réflecteurs radar modélisés ont été comparés aux réflecteurs mesurés. La 

modélisation a été effectuée pour une antenne de 400 MHz. Le modèle synthétique a été construit à 

partir des géométries proposées pour le modèle stratigraphique, et à partir des propriétés 

diélectrique (permittivité diélectrique) et résistive (résistivité électrique) des lithofaciès 

fluvioglaciaires. Les résistivités ont été définies à partir des mesures de résistivité électrique réalisées 

sur le bassin. Les permittivités diélectriques ont été évaluées à partir de mesures de teneur en eau 

sur les échantillons de lithofaciès prélevés sur la paroi d’excavation de la zone A du bassin. Ces 

teneurs en eau ont été reliées à la permittivité diélectrique par la formule de Topp (Topp et al., 

1980) : 

3,03 9,3. 146,0. 76,7. 

Le modèle synthétique a été comparé au profil radar mesuré correspondant, afin de vérifier 

la compatibilité des géométries proposées avec les mesures. La modélisation a été effectuée avec le 

code MATGPR (Tzanis et Kafetsis, 2004), écrit sous Matlab. La méthode consiste en une extrapolation 

du champ électromagnétique dans le domaine pulsation-nombre d’onde, à partir de la solution des 

équations de Maxwell en deux dimensions (méthode Split-Step). L’algorithme utilisé pour la 

modélisation est celui de Bitry et Grandjean (1998). 

116


III. Résultats et discussion 

III.1. Calibrage des signaux géophysiques 

III.1.1. Résultat préliminaire : évaluation de la vitesse de propagation 

des ondes EM 

La normalisation en profondeur des profils radar requiert l’estimation de la vitesse de 

propagation des ondes électromagnétiques, supposée homogène dans le dépôt fluvioglaciaire sousjacent 

au bassin d’infiltration. Des réflecteurs radar caractéristiques ont été corrélés avec des 

interfaces entre deux lithofaciès clairement identifiés lors de la description sédimentologique des 

deux parois d’excavation. La Figure 59 (respectivement, Figure 60) présente les corrélations 

effectuées sur le profil radar de la paroi d’excavation de la zone A (respectivement, de la zone B). Le 

Tableau 17 récapitule la profondeur des points utilisés pour cette corrélation. 

Figure 59 : comparaison (a) de la photographie panoramique de la section A, et (b) du profil radar 

correspondant. Les limites des lithofaciès fluvioglaciaires principaux (a) sont mises en évidence. Les points A 

à H sont les points de corrélation utilisés pour l’évaluation de la vitesse de propagation des ondes EM. 

Figure 60 : comparaison (a) de la photographie panoramique de la section B, et (b) du profil radar 

correspondant. Les limites des lithofaciès fluvioglaciaires principaux (a) sont mises en évidence. Les points A 

à F sont les points de corrélation utilisés pour l’évaluation de la vitesse de propagation des ondes EM. 

117


Tableau 17 : coordonnées des points utilisés pour l’estimation de la vitesse moyenne de propagation des 

ondes électromagnétiques dans le dépôt fluvioglaciaire, au niveau des parois d’excavation des zones A et B. 

Zone A 

Zone B 

Point Distance (m) Profondeur (m) 

118 

Temps double 

(ns) 

Vitesse de 

propagation 

(m/ns) 

A 3 0,75 16 0,094 

B 3 1,05 20 0,105 

C 5,5 0,5 9 0,111 

D 8 1,35 26 0,104 

E 9,5 0,75 14 0,107 

F 9,5 1,40 27 0,104 

G 12,2 0,75 15 0,1 

H 13,5 1,20 25 0,096 

A 3 2,25 41 0,109 

B 7,5 2,25 44 0,102 

C 9 1,65 31 0,106 

D 11,5 2,05 42 0,097 

E 12 0,65 13 0,1 

F 13,5 2,00 45 0,089 

La vitesse moyenne est de 0,103 ± 0,006 m.ns -1 au niveau de la zone A, et de 0,1005 ± 0,007 

m.ns -1 au niveau de la zone B. Nous avons retenu une vitesse moyenne de 0,1 m.ns -1 pour la 

normalisation des profils radar en profondeur. Cette vitesse est similaire aux vitesses de propagation 

estimées par méthode CMP dans des dépôts quaternaires analogues (Beres et al., 1999; Jakobsen et 

Overgaard, 2002; Heinz et Aigner, 2003a; Kostic et al., 2005). 

Cette valeur est confrontée à l’estimation des profils de vitesse par méthode CMP en deux 

points du bassin d’infiltration, situés à proximité du puits de mesure. Les mesures en mode CMP ont 

été réalisées en 2007 dans la zone C, et dans des conditions expérimentales de saturation en eau du 

sol différentes de celles régnant lors des mesures réalisées en 2004 et en 2005. Les mesures CMP 

sont donc à comparer avec prudence avec les valeurs estimées par corrélation des profils radar et 

des parois d’excavation. Les résultats et l’analyse des mesures CMP sont présentés aux Figure 61 et 

Figure 62. 

Au niveau de la zone nord, les vitesses d’intervalle varient de 0,101 à 0,131 m.ns -1 . Au niveau 

de la zone ouest, les vitesses d’intervalle estimées varient de 0,109 à 0,133 m.ns -1 . Les vitesses 

estimées par méthode CMP sont sensiblement plus élevées que celles estimées par corrélation entre 

profils géophysiques et parois d’excavation. Ces différences peuvent s’interpréter par une teneur en 

eau plus faible due à un dépôt plus grossier dans la zone C. 

La vitesse de propagation de 0,1 m.ns -1 a été conservée pour réaliser la normalisation en 

profondeur sur l’ensemble des grilles d’acquisition. Néanmoins, l’interprétation des profils radar 

mesurés au niveau de la grille C seront analysés en gardant en mémoire l’incertitude portant sur les 

profondeurs métriques (le choix d’une vitesse de 0,11 m.ns -1 par exemple pour la normalisation en 

profondeur entraîne un décalage de 10 cm par mètre par rapport à un profil normalisé en 

profondeur avec une vitesse de 0,1 m.ns -1 ).


Figure 61 : a) profil CMP réalisé au nord de la grille C et demi-hyperboles principales utilisées pour 

l’estimation du profil de vitesses NMO (en rouge, les demi-hyperboles, et en vert, les multiples interprétés 

par le logiciel Reflex), b) analyse de semblance du profil CMP et profil des vitesses NMO (en blanc), c) profil 

des vitesses d’intervalle déduites des vitesses NMO. 

Figure 62 : a) profil CMP réalisé à l’ouest de la grille C et demi-hyperboles principales utilisées pour 

l’estimation du profil de vitesses NMO (en rouge, les demi-hyperboles, et en vert, les multiples interprétés 

par le logiciel Reflex), b) analyse de semblance du profil CMP et profil des vitesses NMO (en blanc), c) profil 

des vitesses d’intervalle déduites des vitesses NMO. 

119


III.1.2. Confrontation directe des parois d’excavation avec les profils 

géophysiques correspondants 

III.1.2.a. Zone A 

III.1.2.a.i. Description des profils radar à 200 et 400 MHz 

La fenêtre d’acquisition était fixée à 150 ns avec l’antenne de 400 MHz. Nous n’avons retenu 

qu’une fenêtre de 60 ns, soit une profondeur de 3 m, correspondant à celle de l’excavation réalisée 

dans la zone A. En ce qui concerne les profils obtenus avec l’antenne de 200 MHz, la fenêtre 

d’acquisition était de 200 ns. Seule une fenêtre de 100 ns (soit 5 m de profondeur) a été retenue, 

compte-tenu de l’atténuation importante du signal en profondeur. Nous décrivons dans un premier 

temps les réflecteurs du profil obtenu avec l’antenne de 400 MHz (Figure 63), puis nous les 

comparons avec ceux mesurés avec l’antenne de 200 MHz (Figure 64). 

L’analyse de la stratigraphie radar permet de mettre en évidence trois surfaces radar 

principales, de part et d’autres desquelles un changement de pendage des réflecteurs a été 

caractérisé. Ces surfaces sont représentées sur la Figure 63. Les réflecteurs radar de la partie 

inférieure du profil radar de la Figure 63 b, entre les sections S4 et S9, sont continus et parallèles, et 

présentent un pendage vers le nord. Ces réflecteurs contrastent avec deux réflecteurs longs, 

continus, parallèles et à forte amplitude, s’étalant entre les sections S5 et S7. Le pendage de ces 

réflecteurs est opposé à celui des réflecteurs de la partie inférieure (orientation vers le sud). Entre les 

sections S1 et S5, les réflecteurs sont plus courts et moins continus que dans les zones décrits 

précédemment. Les réflecteurs situés entre 1,5 et 2,5 m présentent un pendage orientés vers le 

nord, qui évolue vers le haut vers des réflecteurs subhorizontaux ou ondulés, de faible amplitude. 

Ces réflecteurs sont surmontés par un réflecteur continu d’amplitude élevée, présentant des fines 

ondulations. Au-dessus de ce réflecteur, les réflecteurs d’amplitude élevée s’allongent à mesure que 

l’on se déplace vers la section S9. Ces réflecteurs ont un pendage orienté vers le nord. La 

stratification radar est tangentielle entre les sections S7 et S9. Enfin, proche de la surface, les 

réflecteurs sont longs, continus et subhorizontaux. 

Concernant le profil radar obtenu avec l’antenne de 200 MHz (Figure 64), la résolution est 

suffisante pour caractériser les surfaces radar identifiées avec l’antenne de 400 MHz. Elle est 

cependant trop grossière pour caractériser l’ensemble des stratifications identifiées à partir de 

l’antenne de 400 MHz. Les pendages des réflecteurs internes aux unités 1 et 2, et dans la partie 

supérieure de l’unité 3 sont caractérisés par l’antenne de 200 MHz. Cette antenne ne permet pas 

cependant de résoudre la stratification interne à la partie inférieure de l’unité 3, contrairement à 

l’antenne de 400 MHz. L’antenne de 200 MHz ne permet pas d’identifier les réflecteurs dans les 

premiers centimètres sous la surface du bassin. Aux profondeurs comprises entre 3 et 5 m, le signal 

est atténué et ne permet pas de visualiser correctement la stratigraphie. Une augmentation du gain 

montre une stratification globalement subhorizontale, sans réflecteur d’amplitude plus élevée 

s’individualisant des réflecteurs adjacents. 

120


Figure 63 : comparaison de l’interprétation sédimentologique de la paroi d’excavation de la zone A (a), à 

l’échelle des éléments architecturaux (unités 1 à 4) et des lithofaciès, avec le profil radar mesuré avec 

l’antenne de 400 MHz (b). Une interprétation du profil radar, notamment les surfaces radar correspondant 

aux limites des unités 1 à 4 (traits forts en pointillés), est proposée (c). 

121


Figure 64 : comparaison de l’interprétation sédimentologique de la paroi d’excavation de la zone A (a), à 

l’échelle des éléments architecturaux (unités 1 à 4) et des lithofaciès, avec le profil radar mesuré avec 



III.1.2.a.ii. Description du profil de résistivité électrique 

Le profil de résistivité passant à la verticale de la paroi d’excavation est long de 32 m, seule la 

partie non-grisée sur la Figure 65b correspond directement à l’excavation. Quatre zones de 

résistivités ont été distinguées. Les résistivités inférieures à 650 Ω.m sont localisées à proximité de la 

surface du bassin, dans les premiers centimètres. Les valeurs de résistivité varient principalement de 

200 Ω.m à 500 Ω.m. Les résistivités comprises entre 650 Ω.m et 830 Ω.m correspondent à une zone 

située entre les distances -3 m et 3 m, bien individualisée sur le profil, et dont la forme générale est 

en auge. La résistivité y est plus faible que celles mesurées à la même profondeur. Les résistivités 

comprises entre 830 Ω.m et 1250 Ω.m sont majoritaires sur l’ensemble du profil. Ces valeurs 

122


correspondent à la valeur moyenne du dépôt fluvioglaciaire, majoritairement constitué de sables et 

graviers non-saturés. Les résistivités les plus élevées, supérieures à 1250 Ω.m, correspondent à des 

zones isolées, sur les bords latéraux du profil (probablement dues à l’effet des talus du bassin), et au 

niveau d’un lobe centré sur la distance de 5m en profondeur. 

Figure 65 : comparaison de a) l’interprétation sédimentologique de la paroi d’excavation de la zone A, et b) 

du profil de résistivité électrique correspondant. 

123


III.1.2.a.iii. Confrontation avec la description 

sédimentologique de la paroi d’excavation 

Les réflecteurs radar continus, parallèles, et à stratifications obliques orientées vers le nord 

de l’unité 1 correspondent à une alternance entre les graviers sans matrice et les graviers sableux 

bimodaux. Cette alternance n’est visible que localement sur la paroi d’excavation. Le radar 

géologique permet d’identifier l’étendue latérale de cette structure. Cette unité correspond à une 

migration de barre unitaire. Le pendage des réflecteurs augmente vers le nord, pour se rapprocher 

de l’angle de repos des graviers sableux. Les réflecteurs correspondant à une alternance 

Gcg,o/Gcm,b, que l’on retrouve dans l’unité 2 et dans la partie supérieure de l’unité 3, présentent 

des caractéristiques similaires : réflecteurs continus, parallèles entre eux, et à amplitude élevée. Les 

résistivités correspondant à cette alternance varient de 1000 Ω.m à 1400 Ω.m. Ces valeurs 

correspondent à des sables et graviers non-saturés, avec une fraction importante de graviers. Il n’est 

cependant pas possible d’identifier les unités 1 à 3, ni les lithofaciès internes aux unités. 

Dans la partie inférieure de l’unité 3, les réflecteurs inclinés vers le nord à la base de l’unité 

correspondent à la stratification interne du sable (stratification plane inclinée vers le nord). 

L’évolution de la stratification tangentielle vers une stratification en rides grimpantes se traduit par 

une évolution des réflecteurs radar vers des réflecteurs subhorizontaux et ondulés. De façon 

générale, les amplitudes des réflecteurs liés à la lentille sableuse sont faibles par rapport aux 

réflecteurs adjacents. L’interface entre la lentille sableuse et les graviers sableux la surmontant 

correspond au réflecteur continu et légèrement incliné. Le contraste granulométrique important se 

traduit par un réflecteur de forte amplitude. En ce qui concerne les résistivités, la forme incurvée de 

la base de l'unité 3 correspond à une diminution de la résistivité vers des valeurs de l’ordre de 600 

Ω.m à 700 Ω.m. Cette diminution correspond à un changement de la lithologie, et traduit la présence 

de la lentille sableuse. 

L’unité 4 est constituée de réflecteurs continus et subhorizontaux, correspondant à la surface 

d’érosion à la base de cette unité. Cette unité correspond à des résistivités faibles, de l’ordre de 200 

Ω.m à 600 Ω.m. En raison de la proximité de la surface de bassin, cette unité a une quantité plus 

élevée de particules fines (Ganaye et al., 2007). Ceci induit une teneur en eau élevée, et explique les 

faibles résistivités, ainsi que l’accentuation des amplitudes élevées des réflecteurs radar. 

Enfin, la profondeur d’investigation du profilage électrique électrique (espacement de 1 m 

entre électrodes adjacentes) est supérieure à celle de l’antenne de 400 MHz, et permet d’obtenir des 

valeurs de résistivité correspondant à une épaisseur de 2 m sous la base de l’excavation. Aux 

profondeurs entre 2,5 et 4,6 m, la résistivité est homogène hormis le lobe résistif centré sur la 

distance de 5 m. Les valeurs homogènes sont de l’ordre de 1000 Ω.m à 1200 Ω.m, ce qui correspond 

à des dépôts essentiellement graveleux non-saturés. Le lobe résistif est interprété comme une 

quantité plus importante de graviers, pouvant correspondre à un lithofaciès de type (c,b)Gcm,i déjà 

décrit dans des dépôts fluvioglaciaires quaternaires. 

III.1.2.b. Zone B 

III.1.2.b.i. Description du profil radar 

La Figure 66 présente les profils radar mesurés à la verticale de la paroi d’excavation de la 

zone B, ainsi que les surfaces radar. La profondeur d’investigation est de 80 ns (soit 4 m de 

profondeur) avec l’antenne de fréquence centrale 400 MHz. Cette profondeur correspond à la 

fenêtre d’investigation fixée lors de l’acquisition. Cette fenêtre aurait pu être augmentée, le signal 

étant faiblement absorbé. Cette profondeur d’investigation correspond à la profondeur de 

124


l’excavation réalisée dans la zone B (excavation de 3 m de profondeur). Les fenêtres d’acquisition 

pour les antennes de 900 MHz et 200 MHz sont respectivement de 30 ns et de 120 ns. Ces fenêtres 

ont été conservées, elles correspondent respectivement à des profondeurs de 1,5 m et de 6 m. Dans 

un premier temps, les réflecteurs du profil radar à 400 MHz sont décrits, puis sont comparés dans un 

deuxième temps aux réflecteurs mesurés avec les deux autres antennes. 

Deux surfaces radar ont été recensées à partir du profil de la Figure 66 et du profil de phase 

instantanée. La surface radar située vers 2 m de profondeur est marquée par un changement de 

pendage entre les sections S1 et S7. Cette surface se poursuit au niveau des sections S7 à S10 par un 

réflecteur continu. La surface radar située entre 0,6 m et 1 m de profondeur correspond à une 

surface d’érosion expliquant le contraste entre les réflecteurs supérieurs longs et continus et les 

réflecteurs inférieurs courts. Ces deux surfaces délimitent 3 unités principales, numérotées de 5 à 7 

du bas vers le haut. Les réflecteurs de l’unité 5 sont continus et parallèles, ils présentent un pendage 

orienté vers l’ouest. Certains réflecteurs ont une amplitude élevée, traduisant un contraste 

sédimentaire important. Cette stratification oblique ne se poursuit pas dans la partie est (entre les 

sections S8 et S10), où la stratification est moins nette, et les réflecteurs deviennent plus courts. 

L’unité 6 présente plusieurs configurations de réflecteurs. La partie centrale présente une forme 

générale en auge, incurvée et concave vers le haut. Cette forme en auge est constituée de réflecteurs 

courts, la plupart à amplitude élevée. Le centre de cette forme en auge se situe au niveau des 

sections S4-S5. La stratification interne est entrecroisée en auge. De part et d’autre de cette forme 

en auge, les réflecteurs sont plans et inclinés, vers l’est dans la partie ouest, et d’orientation opposée 

dans la partie est. Les réflecteurs sont longs et continus. L’unité supérieure (unité 7) se caractérise à 

sa base par la surface d’érosion. Cette unité est constituée de longs réflecteurs continus, parallèles 

entre eux, et à forte amplitude. L’inclinaison des réflecteurs évoluent : inclinés vers l’ouest entre les 

sections S1 à S6, inclinés vers l’est entre les sections S7 à S10. Les réflecteurs sont parallèles à la 

surface d’érosion. 

En ce qui concerne le profil radar à 900 MHz (Figure 67), bien que la résolution soit plus fine, 

il n’apporte pas d’informations supplémentaires par rapport au profil à 400 MHz, et la profondeur 

d’investigation (1,5 m) est limitée par rapport à la profondeur de l’excavation. Cette fréquence 

d’antenne n’a donc pas été retenue par la suite. 

En ce qui concerne le profil radar à 200 MHz (Figure 68), les deux surfaces radar identifiées 

avec l’antenne de 400 MHz ont été caractérisées. La forme en auge de l’unité 6 est nettement visible. 

Les réflecteurs internes à cette structure ont une amplitude élevée, traduisant un fort contraste 

sédimentaire. La résolution est également suffisante pour résoudre les réflecteurs situés au-dessus 

de la surface radar la plus proche de la surface. Le faciès radar est le même que celui mesuré à 

l’antenne de 400 MHz (faciès parallèle). En ce qui concerne les réflecteurs en profondeur, le faciès 

oblique situé sous la seconde surface radar est également caractérisé avec l’antenne de 200 MHz, 

mais la stratification interne n’est pas résolue de façon précise. 

III.1.2.b.ii. Confrontation avec la description 

sédimentologique de la paroi d’excavation 

Les éléments de dépôt mis en évidence lors de la description sédimentologique sont détectés 

avec le radar géologique. Ces unités correspondent aux éléments architecturaux décrits lors de 

l’étude sédimentologique de la paroi d’excavation. 

125


Figure 66 : comparaison de l’interprétation sédimentologique de la paroi d’excavation de la zone B (a), à 

l’échelle des éléments architecturaux (unités 5 à 7) et des lithofaciès, avec le profils radar mesuré avec 



126



l’échelle des éléments architecturaux (unités 6 et 7) et des lithofaciès, avec le profils radar mesuré avec 


aux limites des unités 6 et 7 (traits forts en pointillés), est proposée (c). 

127



l’échelle des éléments architecturaux (unités 5 à 7) et des lithofaciès, avec le profils radar mesuré avec 



Les réflecteurs correspondant à une alternance Gcg,o/Gcm,b présentent des caractéristiques 

similaires aux réflecteurs correspondant à cette même structure investiguée au niveau de la zone A : 

réflecteurs continus, parallèles entre eux, et à amplitude élevée. La progradation de l’unité 5 est ainsi 

identifiable sur le profil radar. La limite supérieure de cette progradation se caractérise par le 

changement de pendage des réflecteurs du côté ouest, et par un réflecteur subhorizontal continu et 

128


d’amplitude élevée du côté est. Ce réflecteur correspond à la base d’une barre unitaire migrant sur 

l’unité 5. 

L’unité 6 est marquée par la stratification entrecroisée en auge des réflecteurs, 

correspondant à un remplissage de structure en auge. Cette structure en auge est identifiable sur le 

profil radar. De part et d’autre de cette macrostructure en auge, les réflecteurs sont obliques et 

inclinés vers la structure en auge. Ces réflecteurs pourraient correspondre à des barres de graviers 

délimitant un creux dans lequel se sont déposés des sables et graviers à stratification en auge. Le 

radar géologique permet une caractérisation détaillée de la structure sédimentaire. 

L’unité supérieure est caractérisée par des réflecteurs continus et de fortes amplitudes. Ces 

réflecteurs correspondent aux fines couches de graviers sans matrice, correspondant à une migration 

de nappe de charriage de graviers sur les niveaux inférieurs. L’interface entre les unités 6 et 7 est une 

surface d’érosion. Dans la partie ouest, des horizons d’oxydes de fer (Figure 69) contribuent à 

renforcer l’amplitude élevée des réflecteurs. Ces horizons sont associés majoritairement aux couches 

de graviers sans matrice. D’après Van Dam (2001), la présence d’oxydes de fer est associée à des 

alternances humides et sèches. La présence d’oxyde de fer sous la surface du bassin d’infiltration 

s’explique par le fonctionnement propre du bassin d’infiltration, conduisant à des alternances 

d’infiltration et de drainage, ainsi que par le contraste de propriétés hydrodynamiques entre les 

graviers sans matrice et les graviers sableux (Chapitre D). 

Figure 69 : niveaux à coloration orangée sur la paroi d’excavation de la zone B, traduisant la présence 

d’oxydes de fer dans le dépôt fluvioglaciaire 

III.1.3. Conclusion 

III.1.3.a. Utilité et complémentarité des méthodes géophysiques 

Les réflecteurs radar sont en grande majorité directement corrélés à la stratification du 

dépôt fluvioglaciaire. Les horizons d’oxydes de fer (zone B), ainsi que les sédiments issus des eaux 

pluviales et présents dans les premiers centimètres sous la surface du bassin (zone A) contribuent à 

accroître l’amplitude des réflecteurs (majoritairement dans la proche surface), par leur pouvoir de 

rétention capillaire plus important que les sédiments fluvioglaciaires. Ces résultats sont conformes à 

ceux de Van Dam (Van Dam, 2001). 

Les réflecteurs radar fournissent à la fois une information sur les éléments architecturaux du 

dépôt fluvioglaciaire (par la délimitation des surfaces radar), mais également sur leur stratification 

interne. Les caractéristiques des réflecteurs radar, notamment le pendage et les amplitudes, sont 

associées aux lithofaciès et agencements de lithofaciès (par exemple, les alternances Gcg,o/Gcm,b). Il 

est ainsi possible d’interpréter les réflecteurs radar à l’échelle du lithofaciès. 

La résistivité fournit quant à elle des informations sur la lithologie du dépôt. La résolution de 

cette méthode n’est cependant pas suffisante, l’information étant grossière et ne suffisant pas à elle 

129


seule à la définition de modèles stratigraphiques du dépôt. L’utilisation couplée de la résistivité 

électrique avec le radar géologique permet cependant de confirmer l’interprétation des éléments 

architecturaux, et de contribuer à l’interprétation des lithofaciès en fournissant une information sur 

la lithologie interne aux éléments architecturaux. Ainsi, la lentille sableuse de l’unité 3 est identifiée 

par résistivité électrique (diminution de la résistivité) et par radar géologique (diminution de 

l’amplitude, stratification interne du sable). 

Le radar géologique et la résistivité électrique sont donc deux méthodes complémentaires. 

Les résultats sont conformes notamment aux conclusions de Bowling et al. (2005; 2007) et de 

Bersezio et al. (2007) sur la complémentarité du radar géologique et de la résistivité électrique sur 

des dépôts alluvionnaires.Les réflecteurs radar donnent une information facilement corrélable aux 

unités stratigraphiques (orientation et pendage des stratifications). 

III.1.3.b. Qualité des données radar 

Les résultats confirment la bonne aptitude du radar géologique à la caractérisation de dépôts 

sédimentaires comme les dépôts fluvioglaciaires. Le signal n’est pas atténué et les fenêtres 

d’acquisition sont de 120 ns à 150 ns. Ceci s’explique par la nature même du dépôt fluvioglaciaire, 

lessivé de ses particules les plus fines, responsables de l’atténuation du signal radar. Cette bonne 

profondeur de pénétration autorise l’utilisation d’antennes de fréquence centrale élevée, ce qui 

permet d’obtenir une bonne résolution verticale tout en gardant une profondeur d’acquisition à 

l’échelle des parois d’excavation. L’antenne de 400 MHz est celle qui offre le meilleur compromis 

entre profondeur d’investigation et résolution verticale (Goutaland et al., 2005). 

La résolution verticale théoriquement atteignable est un quart de la longueur d’onde de la 

fréquence dominante mesurée par l’antenne réceptrice. Cette fréquence est de l’ordre de 260 MHz 

dans le cas de l’antenne de fréquence centrale 400 MHz. La résolution théorique est donc de 9,6 cm. 

En pratique, la résolution verticale est considérée de l’ordre du tiers à la moitié de la longueur d’onde 

(Beres et Haeni, 1991). La résolution verticale pouvant être obtenue avec l’antenne de 400 MHz est 

donc de l’ordre de 12 à 20 cm. Cette résolution correspond à l’épaisseur de couches granoclassées de 

graviers sans matrices par exemple, mais est supérieur aux fines lentilles de sables observées sur la 

paroi de l’excavation de la zone B. L’antenne de 400 MHz est donc à la limite de résolution du 

lithofaciès. Elle peut être utilisée, au même titre que l’antenne de 200 MHz, pour l’identification des 

macrostructures. 

III.1.4. Caractérisation tridimensionnelle des hétérogénéités 


Les éléments de dépôt, ou macrostructures du dépôt fluvioglaciaire, se caractérisent par une 

forme externe en trois dimensions, identifiable via l’acquisition de plusieurs profils géophysiques 

adjacents faiblement espacés (acquisition pseudo-3D). L’interprétation de ces profils permet 

l’identification des macrostructures en trois dimensions (par exemple, identification des packages 

radar). 

L’acquisition de profils géophysiques en arrière de la paroi d’excavation permet de 

confronter des profils géophysiques faiblement éloignés de cette paroi à sa description 

sédimentologique. Les faciès géophysiques sont reliés aux éléments architecturaux ainsi qu’au 

lithofaciès fluvioglaciaires. Le suivi d’une structure d’un profil géophysique au profil adjacent permet 

de délimiter les principales structures fluvioglaciaires. Une interpolation entre les différents profils 

permet de tracer les limites entre éléments de dépôt en trois dimensions. Il est ainsi possible de 

relier chaque faciès géophysique à une forme externe délimitée par des surfaces radar et 

130


caractérisée par des réflecteurs internes et des résistivités caractéristiques. La stratification interne 

des réflecteurs radar traduit les mésostratifications sédimentaires du dépôt fluvioglaciaire. Il est ainsi 

possible d’interpréter la stratigraphie radar en terme de lithofaciès fluvioglaciaires. 

III.1.4.a. Zone A 

En ce qui concerne la zone A, les quatre unités mises en évidence sur le profil correspondant 

à la paroi d’excavation se poursuivent en arrière de cette paroi. Les limites ont été détectées par les 

changements de pendage entre les unités sur les profils radar, et les faciès géophysiques 

caractéristiques mis en évidence sur les profils radar et de résistivité (Figure 70). 

L’unité 1 correspond à la migration d’une barre de graviers. Elle présente une anisotropie 

orientée à 153 °N. Les stratifications internes à cette unité, correspondant aux progradations, ont un 

pendage de 10 °, orienté vers le nord. La base de cette unité à une forme en auge (trough shape), 

avec une inclinaison moyenne de 2,4 ° vers le nord-est. 

Figure 70 : interprétation croisée de la paroi d’excavation de la zone A (a) décomposée en unités de dépôt et 

lithofaciès, et investigations géophysiques réalisées en arrière de cette paroi [bloc GPR pseudo-3D (b) et bloc 

3D de résistivité électrique apparente (c)]. 

131


L’unité 2, de dimension réduite, se caractérise par sa forme de lentille. Son anisotropie est 

orientée à 172°N. Cette orientation est notamment visible sur la coupe horizontale du bloc radar 

pseudo-3D de la Figure 70 (couleur bleue entre les pointillés). Le pendage des mésostratifications 

interne est orienté vers le sud, et est de 4°. 

L’unité 3 se caractérise par ses stratifications internes, orientée vers le nord est. Le pendage 

de ces mésostratifications est de 10° au niveau des progradations situées le plus au nord. Cette unité 

a une forme externe en auge dans sa partie sud, dont l’anisotropie, correspondant à l’axe du fond du 

creux, est de 160°N. Dans l’hypothèse d’un creux interprété comme l’érosion d’un paléochenal, cette 

orientation indique la direction locale du paléoécoulement. Le remplissage sableux correspond aux 

zones les plus basses de ce creux, les résistivités relativement faibles de l’ordre de 700 Ω.m 

s’étendant sur les trois premiers mètres. Les résultats de l’inversion 3D (Figure 71) confirment 

l’orientation de ce remplissage. Cette structure s’étend vers le sud. La diminution des résistivités 

indique que le remplissage est essentiellement de nature sableuse. 

L’unité 4 a une surface basale (surface d’érosion) relativement plane et subhorizontale. Un 

modèle de variogramme linéaire isotropique a été ajusté sur le variogramme expérimental. Une 

dépression locale orientée nord-sud, correspondant à un creux d’érosion localisé, est cependant 

présente. La forme générale est tabulaire. La profondeur moyenne est de l’ordre de 20 à 30 cm. 

Figure 71 : résultat de l’inversion en trois dimensions. La diminution de la résistivité correspond au 

remplissage de creux d’érosion de l’unité 3. 

III.1.4.b. Zone B 

Les trois unités caractérisées sur le profil correspondant à la paroi d’excavation ont été 

identifiées sur les profils radar mesurés sur la grille B. 

132


La partie ouest de l’unité 5 correspond à une migration de dunes de graviers. Les 

progradations d’alternance Gcg,o/Gcm,b résultantes ont un pendage de 16 ° vers l’ouest. Le faciès 

radar est un faciès oblique sigmoïdale. Les amplitudes élevées sont associées au fort contraste 

granulométrique entre les graviers sans matrice et les graviers sableux bimodaux. Dans la partie est, 

les profils radar transversaux présentent un faciès oblique parallèle orienté vers le sud. La partie est 

de l’unité 5 pourrait correspondre à une barre de graviers bordant un creux d’érosion dans lequel 

auraient migré les dunes de graviers à l’origine de la progradation de la partie ouest. 

L’unité 6 correspond à un remplissage de creux entre deux barres de graviers. La partie ouest 

est constituée de réflecteurs radar obliques tangentiels à la surface radar la plus profonde. Dans la 

partie est, les réflecteurs sont obliques parallèles. Le pendage est orienté vers l’ouest. Les profils 

radar transversaux présentent un faciès oblique tangentiel, à inclinaison vers le nord. La partie est de 

l’unité 6 pourrait ainsi correspondre à une migration de dunes de graviers vers le nord-ouest. Entre 

les deux barres de graviers, un remplissage caractérisé par un faciès radar en auge et orienté 

approximativement à 135° N occupe la partie centrale. 

Figure 72 : interprétation tridimensionnelle des éléments de dépôt situés en arrière de la paroi d’excavation 

de la zone B. 

L’unité 7 a une surface basale d’érosion. Cette unité peut être décomposée en deux parties. 

La partie ouest à une surface basale subhorizontale et présente un faciès radar parallèle continu, 

correspondant à une migration de barre de graviers. La partie ouest est constituée de réflecteurs 

oblique tangentiels à la surface d’érosion, et d’amplitude élevée. Le pendage des réflecteurs est 

orienté vers l’ouest au niveau des sections 1 à 3. La partie ouest peut s’interpréter comme la 

migration de dunes de graviers dans un creux d’érosion. 

133


III.1.4.c. Conclusion 

La représentation pseudo-3D des profils radar permet de mettre en évidence les 

caractéristiques géométriques des principaux éléments architecturaux (forme externe, orientation, 

pendage), ainsi que l’organisation interne à ces macroformes (stratification radar associée à la 

stratification des lithofaciès). L’inversion 3D des résistivités apporte une information complémentaire 

sur la répartition tridimensionnelle des lithologies dominantes du dépôt, et permet ainsi de 

confirmer la nature sableuse du remplissage de l’unité 3 de la zone A. 

III.1.5. Typologie de faciès géophysiques reliés aux caractéristiques 

sédimentaires du dépôt fluvioglaciaire 

Une typologie de trois faciès géophysiques, reliant les caractéristiques des réflecteurs GPR et 

de résistivité électrique aux structures sédimentaires, a été définie (Tableau 18). La variabilité des 

valeurs de résistivité en fonction de la saturation en eau de la subsurface est telle qu’aucune valeur 

de résistivité n’a été proposée dans la typologie, mais seulement les informations concernant la 

variation qualitative locale du champ de résistivité (à titre d’exemple, la résistivité de graviers peut 

varier de 100 Ω.m en milieu saturé à 1400 Ω.m en milieu fortement désaturé). 

Le faciès géophysique f1 est associé à la migration de nappe de charriage de graviers, ou des 

traction carpets, sous régime d’écoulement élevé. L’enveloppe externe de ce faciès est une forme de 

sheet. Cette migration entraîne la présence de couches subhorizontales de graviers sans matrice, à 

l’origine de l’amplitude élevée des réflecteurs radar (grille A, partie est de la grille B). Dans le 

contexte de notre étude, ces couches se retrouvent à proximité de la surface du bassin d’infiltration, 

ce qui induit une plus forte fraction de particules fines (silteuses) issues des sédiments d’eaux 

pluviales de surface. Cette fraction fine contribue à des teneurs en eau plus fortes que dans les 

couches adjacentes, ce qui se traduit par une diminution locale de la résistivité (grille A). Le faciès 

radar correspond au faciès parallèle continu du Tableau 13. 

Le faciès géophysique f2 est associé à des dépôts de remplissage de creux d’érosion, ou de 

paléochenaux. Les réflecteurs radar sont courts, et leur amplitude peut diminuer dans le cas d’un 

remplissage sableux (lentille sableuse de la paroi d’excavation de la zone A). La stratification des 

réflecteurs est entrecroisée, les réflecteurs sont inclinés, en auge, ondulés. L’enveloppe externe de 

ce faciès peut être en forme de chenal ou de creux. Ce faciès est similaire au faciès en auge du 

Tableau 13. Les lithologies de ce remplissage sont variées. Dans le cas de remplissage sableux, la 

résistivité a des valeurs inférieures au dépôt adjacent au remplissage. 

Enfin, le faciès géophysique f3 est associé au dépôt résultant de la migration de méso et de 

macroformes de dépôt. Les inclinaisons des réflecteurs radar traduisent les stratifications internes à 

ces structures, de forme externe en auge ou de lentille. Dans le contexte du dépôt sous-jacent au 

bassin d’infiltration étudié, cette migration produit des alternances entre des lithofaciès de graviers 

sans matrice et des graviers sableux bimodaux. La présence de graviers sans matrice explique les 

amplitudes élevées des réflecteurs. La forte proportion de graviers induit des résistivités élevées 

lorsque le dépôt est désaturé. Les faciès radar du Tableau 13 associés sont les faciès obliques. 

134

Chapitre C : Caractérisation aractérisation de l’hétérogénéité structurale en trois dimensions par méthodes géophysiques 

Tableau 18 : typologie des réflecteurs GPR et des résistivités électriques liés aux lithofaciès lithofaciès, aux éléments et 

événements de dépôt. 

Faciès 

f1 

f2 

f3 

Caractéristiques géophysiques Caractéristiques sédimentaires associées 

Caractéristiques des réflecteurs GPR 

Réflecteurs Structures internes 

Amplitude élevée, réflecteurs 

subhorizontaux ou à faible pendage, 

continus et parallèles 

Réflecteurs courts, wavy ou 

incurvés 

Amplitude relativement élevée, 

réflecteurs obliques, continus, 

subparallèles, parfois courts et 

incurvés 

Caractéristiques de la 

résistivité électrique 

Résistivités faibles (teneur en 

eau élevée, liée à une forte 

quantité de particules fines) 

Diminution locale de la 

résistivité (fraction sableuse 

plus importante) 

Augmentation locale de la 

résistivité (désaturation des 

macropores : fraction élevée 

de graviers) 

III.2. Définition et validation d’un modèle stratigraphique de dépôt 


Les résultats concernant cette partie sont présentés de la façon suivante : 

- dans un premier temps, les profils radar et de résistivité mesurés sur les zones nord et 

ouest, zones réduites de la grille C de dimensions équivalentes à celles des grilles A et B, 

ont été interprétés à partir de la typologie du Tableau 18. . Un modèle stratigraphique de 

chaque zone a été défini. Ces modèles traduisent l’hétérogénéité texturale et structurale 

du dépôt fluvioglaciaire. Une modélisation des réflecteurs radar est ef effectuée à partir de 

chaque modèle stratigraphique. Les profils radar modélisés sont comparés aux profils 

mesurés correspondant, pour validation du modèle stratigraphique. Une interprétation 

génétique du dépôt est proposée au niveau de chacune des deux zone zones. 

- dans un deuxième temps, les profils radar de l’ensemble de la grille C sont analysés, au 

regard de l’interprétation effectuée au niveau des zones réduites. Les hypothèses 

formulées sur la genèse du dépôt à partir de l’étude de la zone réduite sont évaluées à 

l’échelle de l’ensemble de la grille. 

Le choix des zones restreintes nord et ouest se justifie par la présence en profondeur de 

l’instrumentation du puits de mesure ( (Figure 56). ). Les modèles stratigraphiques proposés serviront de 

modèle géométrique d’entrée pour la modélisation des écoulements dans la zone non non-saturée. Les 

mesures de teneur en eau effectuées à partir du puits de mesure seront comparées aux va valeurs 

modélisées. Les résultats concernant les mesures de teneur en eau à partir du puits de mesure, et 

portant sur la modélisation des écoulements en zone non non-saturée, saturée, sont présentés dans les cchapitres 

D et E. 

135 

- Lithofaciès 

- Forme externes des éléments de dépôt 

- Evénement de dépôt 

- Gcm, quantité importante de particules fines 

- Forme tabulaire plane ou inclinée 

- Régime d’écoulement élevé 

- Principalement Gcm ou Gcm,b ; lentilles de 

lithofaciès SS-x 

et Gcx,o 

- Forme de chenal ou de creux d’érosion 

- Remplissage de structures d’érosion 

- Progradations d’alternance Gcg,o / Gcm,b 

- Forme en auge auge, ou lentille 

- Migration de dunes, de nappes de charriage 

ou de barre de graviers


III.2.1. Modèle stratigraphique de la zone Nord de la grille C 

La zone nord de la grille C occupe une surface de 15 m x 5 m, orientée à 115 °N. Cette zone 

est à la limite nord de la grille C. 

III.2.1.a. Description des faciès géophysiques 

La Figure 73 présente le profil radar de la zone nord correspondant à y = 3 m sur la Figure 56. 

Ce profil est représentatif des profils radar adjacents. Quatre unités se distinguent (numérotées de 8 

à 11 sur la Figure 73), délimitées par des surfaces radar correspondant à un changement de faciès 

géophysique. En ce qui concerne le profilage électrique, les conditions sèches de la zone non-saturée 

explique les valeurs élevées de résistivité. 

L’unité 8 se caractérise par des réflecteurs continus inclinés vers l’ouest dans la partie est, et 

des réflecteurs incurvés dans la partie ouest. Cette unité est caractérisée par des résistivités de 

l’ordre de 1800 à 2200 Ω.m. 

Figure 73 : profil radar (a) et interprétation (b), correspondant à y = 3 m sur la Figure 56 (les surfaces radar 

sont en traits forts pointillés), et profilage électrique (c) correspondant à y = 5m (sur la Figure 56), mesurés 

sur la zone Nord de la grille C. 

136


L’unité 9 est constituée de réflecteurs longs et à forte amplitude, continus, inclinés vers 

l’ouest, et parallèles entre eux. Les réflecteurs sont tangentiels à la surface basale de l’unité. Le faciès 

radar est un faciès oblique tangentiel. Cette unité correspond aux plus fortes valeurs de résistivité 

(2200 à 3000 Ω.m). Cette augmentation locale de la résistivité s’interprète par une fraction plus 

importante de graviers dans cette unité. Le faciès géophysique est typiquement un faciès f3. 

L’unité 10 se caractérise par des réflecteurs courts et discontinus, majoritairement ondulés et 

en auge (faciès radar en auge). L’amplitude des réflecteurs est faible dans cette unité, hormis un 

réflecteur d’amplitude élevée, incliné vers l’ouest, et traduisant un contraste sédimentaire plus 

marqué que pour les autres réflecteurs. En ce qui concerne les résistivités mesurées, elles diminuent 

par rapport à celles de l’unité 9 (valeurs comprises entre 1800 à 2500 Ω.m). Le faciès géophysique se 

rapproche d’un faciès de type f2, correspondant à un remplissage de structure creuse. 

L’unité supérieure (unité 11) est constituée de longs réflecteurs continus, subhorizontaux ou 

inclinés vers l’ouest, et à forte amplitude. Ces réflecteurs sont généralement parallèles entre eux. 

Des réflecteurs incurvés sont occasionnellement présents. Il s’agit d’un faciès radar parallèle continu. 

Cette unité correspond à la zone de plus faibles résistivités (valeurs comprises entre 1000 et 1900 

Ω.m ). Le faciès géophysique est typiquement un faciès f1. 

III.2.1.b. Description des faciès géophysiques en 3 dimensions 

Figure 74 : interprétation tridimensionnelle des éléments architecturaux du bloc radar de la zone nord de la 

grille C 

Le bloc radar pseudo-3D ainsi que les surfaces radar en 3 dimensions sont représentées sur la 

Figure 74. La forme externe de l’unité 8 n’a pu être déterminée, compte-tenu de la profondeur 

d’investigation limitée. L’unité 9 a une forme externe en auge, présentant une anisotropie orientée à 

0°N, et une ligne de plus grande pente inclinée de 9° vers l’est. L’unité 10 a une forme externe de 

chenal. L’axe de cette forme est orienté à 22°N. Enfin, l’unité 11 a une forme externe tabulaire 

inclinée. L’anisotropie est orientée à 87°N. La surface basale est inclinée de 4° vers le nord-ouest. 

137


III.2.1.c. Interprétation de la stratigraphie radar au niveau de la zone 

nord 

L’unité 8 est constituée dans sa partie est d’un faciès proche du type f3. Les stratifications 

inclinées peuvent s’interpréter comme la progradation d’alternances entre graviers sans matrice et 

graviers sableux bimodaux. La partie ouest, aux caractéristiques de remplissage (réflecteurs courts, 

entrecroisés, incurvés), est interprétée par un dépôt relativement homogène de graviers sableux. Les 

réflecteurs radar de forte amplitude peuvent être liés aux passages occasionnels de couches de 

graviers sans matrice ou de fines lentilles sableuses (analogues à celles présentes dans l’unité 6 de la 

zone B). 

En ce qui concerne l’unité 9, le faciès est de type f3. La configuration des réflecteurs est 

proche de celle de l’unité 1 dans la zone A, ou de l’unité 5 dans la zone B. Ces réflecteurs inclinés et à 

forte réflectivité correspondent aux contrastes entre couches de graviers sans matrice et graviers 

sableux bimodaux. La présence de graviers sans matrice contribue à accroître la fraction de graviers, 

ce qui explique les résistivités élevées. L’alternance graviers sans matrice/graviers sableux bimodaux 

s’interprète comme la migration de dunes de graviers. Cette migration s’est effectuée dans le sens 

des stratifications, vers l’est. 

L’unité 10, à faciès géophysique de type f2, est interprétée comme un remplissage de chenal. 

La diminution des résistivités par rapport à celles de l’unité 9, ainsi que la faiblesse des amplitudes 

des réflecteurs radar, justifient l’hypothèse d’un remplissage essentiellement sableux. Cette 

hypothèse est confortée par le fait que la stratification interne à l’unité 10 n’est pas résolue avec 

l’antenne de 200 MHz. La stratification radar observée sur le profil radar 400 MHz correspondrait à 

une stratification fine des sables. Le réflecteur d’amplitude élevée, incliné vers l’ouest, pourrait 

traduire la présence d’un lag de graviers au sein du remplissage. 

Enfin, l’unité 11 se caractérise par un faciès f1 typique. Le dépôt peut s’interpréter comme 

une couche massive constituée d’un mélange hétérométrique de sables et graviers (lithofaciès Gcm). 

Les réflecteurs à forte amplitude peuvent être générés par la présence de couches de graviers sans 

matrice subhorizontales, traduisant la migration de nappe de charriage ou de couches de graviers. 

Les passages de graviers sans matrice peuvent être sous la forme de couches de quelques 

centimètres d’épaisseur, étalées longitudinalement et avec un pendage dans le sens Nord-Sud. La 

configuration des réflecteurs est similaire à l’unité 7 de la zone B. L’amplitude élevée des réflecteurs 

peut être renforcée par la présence d’oxydes de fer aux interfaces graviers sans matrice/graviers 

sableux, ou par la présence de sédiments fins issus des eaux pluviales et infiltrés dans les premiers 

centimètres du bassin. 

Cette interprétation conduit au modèle interprétatif de répartition de lithofaciès de la Figure 

75. Il s’agit d’un modèle simplifié, dans la mesure où les stratifications internes au remplissage 

sableux ne sont pas prises en compte, et où le remplissage de l’unité 8 est constitué majoritairement 

de graviers sableux bimodaux. Ces simplifications se justifient par rapport aux observations de 

terrains. Les stratifications internes aux lithofaciès sableux sont des stratifications à l’échelle 

microscopique, elles correspondent aux changements de granulométrie, d’orientation ou 

d’arrangement des grains. Les hétérogénéités que nous cherchons à caractériser sont mésoscopiques 

à macroscopiques. Nous considérerons donc homogène le remplissage supposé sableux de l’unité 10. 

En ce qui concerne le choix du lithofaciès Gcm,b comme lithofaciès majoritaire de l’unité 8, ce choix a 

été effectué par comparaison à l’unité 6 de la zone B, constituée d’un remplissage de structure en 

auge par des lithofaciès de nature variée. Les graviers sableux caractérisés dans cette unité sont 

majoritairement bimodaux. De plus, la granulométrie du sol modèle du dépôt fluvioglaciaire 

(granulométrie d’un échantillon moyen du dépôt, englobant l’ensemble de lithofaciès) est également 

à tendance bimodale. 

138


Figure 75: modèle stratigraphique interprétatif à l’échelle du lithofaciès de la zone nord de la grille C, 

correspondant au profil y=3m de la Figure 56. Le remplissage sableux est supposé homogène. 

III.2.1.d. Validation du modèle stratigraphique 

III.2.1.d.i. Evaluation des propriétés diélectriques et 

résistives des lithofaciès 

Les résistivités électriques mesurées sur la grille C sont élevées, et ne correspondent pas aux 

valeurs typiques de résistivité électrique présentées dans le Tableau 14. Pour la modélisation des 

réflecteurs, nous avons préféré utiliser les mesures de résistivité électrique réalisées sur la grille A. 

Ces mesures présentent l’avantage d’être cohérentes entre elles (gamme de variation de résistivité 

similaire d’un profil à l’autre) et avec les valeurs issues de la littérature (Tableau 14). De plus, elles 

ont été corrélées avec les faciès sédimentaires, pour lesquels des mesures de teneur en eau par 

méthode gravimétrique ont été effectués. Les mesures de résistivité sur les grilles A et C ont toutes 

été réalisées en conditions sèches. 

Tableau 19 : propriétés diélectrique et résistive des lithofaciès fluvioglaciaires utilisées pour la modélisation 

des réflecteurs radar. La permittivité électrique est calculée par la formule de Topp (Topp et al., 1980) à 

partir des teneurs volumiques en eau mesurées sur les échantillons de la paroi d’excavation de la zone A. La 

résistivité est estimée à partir des profilages électriques réalisés sur la grille A. 

S-x 

Lithofaciès 

Teneur volumique en 

eau (cm 3 /cm 3 ) 

Permittivité 

diélectrique 

Résistivité 

(Ω.m) 

Total des échantillons 

Lentille supérieure 

13,7 

16,2 

6,9 

8,0 

800 

Gcm,b 13,4 6,7 1000 

Gcm 13,8 6,9 1000 

Gcg,o / Gcx,o 11,3 5,8 1200 

Le Tableau 19 récapitule les données d’entrée initiales utilisées pour la modélisation avec le 

code MATGPR, ainsi que les valeurs moyennes de teneurs volumiques en eau de chaque lithofaciès. 

Pour le lithofaciès sableux, la teneur en eau la plus faible correspond à la moyenne des teneurs en 

eau calculée à partir de l’ensemble des échantillons sableux, et la valeur le plus forte correspond à la 

moyenne calculée à partir des échantillons de la lentille supérieure seulement. La granulométrie plus 

fine de cette lentille explique la teneur volumique en eau plus élevée que la moyenne des 

échantillons sableux. Notons que les valeurs de permittivité diélectrique sont cohérentes avec les 

estimations de vitesses de propagation des ondes électromagnétiques par méthode CMP au niveau 

de la grille C (vitesse variant de 0,10 à 0,13 m/ns). 

139


III.2.1.d.ii. Modélisation des réflecteurs radar 

Un profil radar synthétique a été modélisé avec le module MatGPR à partir du modèle 

stratigraphique de la Figure 75. Le modèle géométrique d’entrée et le profil synthétique obtenu, 

ainsi que le profil radar mesuré correspondant, sont représentés sur la Figure 76. 

Figure 76 : a) modèle géométrique du dépôt fluvioglaciaire dans la zone nord de la grille C entré dans le 

module MatGPR et b) profil radar synthétique obtenu après modélisation (fréquence de 400 MHz). c) Profil 

radar mesuré avec l’antenne de 400 MHz correspondant. 

Le profil synthétique est un profil radar brut, n’ayant subi aucun traitement (ce qui explique 

les diffractions hyperboliques observées occasionnellement, notamment au sein de l’unité 11). Le 

profil mesuré, présenté sur la Figure 76c, est donc un profil sans traitement de migration, de 

background removal et de gain. 

Nous avons fait l’hypothèse d’un remplissage sableux homogène dans l’unité 10. Cette 

hypothèse entraîne un faciès sans réflecteurs sur le profil synthétique. Cette hypothèse 

simplificatrice ne permet pas de comparer ce faciès au faciès radar en auge du profil mesuré, dont les 

réflecteurs sont associés à la stratification interne du sable. 

Les fines couches de graviers sans matrice intercalées au sein du lithofaciès Gcm de l’unité 11 

engendrent les réflecteurs subhorizontaux, continues et de forte amplitude de la partie supérieure 

du profil synthétique. Les caractéristiques des réflecteurs sont similaires à celles du profil mesuré. 

L’interface entre les lithofaciès Gcm et S-x (interface entre l’unité 10 et l’unité 11) est à 

l’origine d’un contraste de propriétés diélectriques plus important qu’à l’interface entre les 

lithofaciès Gcm et Gcm,b (interface entre les unités 11 et 9). Cette caractéristique se retrouve, dans 

une moindre mesure, sur le profil mesuré. L’interface entre l’unité 11 et les unités inférieures est 

moins nette entre 0 et 3 m, dans la partie supérieure de l’unité 9. 

140


Les graviers sans matrice inclinés vers l’est de l’unité 9 du modèle stratigraphique sont à 

l’origine d’une stratigraphie radar analogue à celle du profil mesuré. L’alternance entre les graviers 

sans matrice et les graviers sableux produit des réflecteurs d’amplitude similaire à celles observées 

sur le profil mesuré dans la partie supérieure de l’unité. L’atténuation dans le profil synthétique est 

cependant plus forte qu’au niveau du profil mesuré, et les graviers sans matrice du bas de l’unité 9 

n’engendrent pas de réflecteurs nets. Ceci peut s’expliquer par un choix de propriétés diélectriques 

et résistives non approprié. Compte-tenu des valeurs élevées de résistivité mesurées dans l’unité 9, 

l’affectation de résistivités plus fortes aux lithofaciès de cette unité engendrerait une atténuation 

plus faible. 

Enfin, au sein de l’unité 8, les géométries proposées sont à l’origine de réflecteurs similaires 

en terme de stratification et d’amplitude à ceux observés sur le profil mesuré. 

III.2.1.d.iii. Conclusion 

En conclusion, le modèle stratigraphique proposé est compatible avec les mesures radar. A 

l’exception de l’unité 10, supposée constituée d’un lithofaciès homogène, et de l’unité 9, pour 

laquelle les propriétés diélectriques et résistives affectées semblent inappropriées, le profil radar 

synthétique issu de ce modèle stratigraphique traduit les principales caractéristiques de la 

stratigraphie radar du profil mesuré correspondant. Le modèle stratigraphique de la zone Nord 

(Figure 75) est donc considéré valide. 

III.2.2. Modèle stratigraphique de la zone Ouest de la grille C 

La zone ouest de la grille C occupe une surface de 8 m x 4 m, orientée à 25 °N. Cette zone est 

à la limite nord-ouest de la grille C. 

III.2.2.a. Description des faciès radar 

Figure 77 : surface radar et unités principales du profil GPR correspondant à x = 0 m (sur la Figure 56), mesuré 

sur la zone ouest de la grille C. 

141


Le profil de la Figure 77 est le profil correspondant à x = 0 m (bordure est du bloc) sur la 

Figure 56. Trois unités délimitées par deux surfaces radar sont à distinguer. La surface radar 

inférieure délimite un faciès radar en profondeur (unité 12) caractérisé par des réflecteurs longs et 

continus, subhorizontaux ou incurvés et entrecroisés, et un faciès radar supérieur (unité 13) 

constitué de réflecteurs longs, continus, inclinés vers le nord avec un angle quasiment constant (15°) 

et venant en downlap sur la surface radar. Le contact est tangentiel. Certains réflecteurs ont une 

amplitude plus élevée que les autres. Le faciès radar est un faciès oblique tangentiel. La surface radar 

supérieure est une surface d’érosion. De part et d’autre de cette surface radar, les pendages sont 

opposés. Les réflecteurs de l’unité 14 sont globalement longs et continus, d’amplitude élevée, et 

présentent une légère inclinaison vers le sud. Des réflecteurs plus courts et moins continus viennent 

s’intercaler. Il s’agit d’un faciès radar parallèle continu. 

III.2.2.b. Description des surfaces radar en 3 dimensions 

La Figure 78 présente les surfaces radar en 3 dimensions. L’unité 13 a une forme externe en 

auge. L’anisotropie est orientée à 345 °N. Cette unité est connectée avec l’unité 9 de la zone nord. Le 

faciès radar, les pendages internes des réflecteurs, ainsi que l’orientation de l’anisotropie des deux 

unités sont similaires. Ces deux unités correspondent ainsi à une même macroforme de dépôt. 

L’unité 14 a une forme externe tabulaire inclinée. Cette unité est connectée avec l’unité 11 

de la zone Nord. Le faciès radar, et les caractéristiques communes des réflecteurs de ces deux unités, 

notamment l’amplitude élevée, justifie l’hypothèse de l’appartenance des ces deux unités à la même 

macroforme de dépôt. 

Figure 78 : interprétation tridimensionnelle des éléments architecturaux du bloc radar de la zone ouest de la 

grille C 

142


III.2.2.c. Interprétation de la stratigraphie radar au niveau de la zone 

ouest 

L’unité 12 se caractérise par un faciès géophysique proche d’un faciès f2. Ce faciès 

correspond à un remplissage par des lithofaciès de nature varié. Les réflecteurs de fortes amplitudes 

sont associés à des graviers sans matrice ou à de fines lentilles sableuses. 

L’unité 13 est caractérisée par un faciès de type f3, caractéristique d’une alternance entre 

des graviers sans matrice et des graviers sableux bimodaux. Sa forme externe générale en auge, ainsi 

que la configuration parallèle tangentielle des réflecteurs indique une mise en place de cette 

structure d’alternance par migration de dunes de graviers au sein d’un creux d’érosion. Cette 

interprétation est cohérente avec celle de l’unité 9 de la zone Nord. 

En ce qui concerne l’unité 14, elle se caractérise par un faciès géophysique f1. Cette unité 

étant connectée à l’unité 11, l’interprétation est identique. Il pourrait s’agir d’une couche de gravier 

constituée de lithofaciès Gcm, avec des passages occasionnels de lithofaciès Gcx,o expliquant les 

réflecteurs à forte amplitude et traduisant la migration de nappes de charriage de graviers ou de 

couches de graviers sous des conditions très énergétiques. 

La Figure 79 présente une modèle interprétatif de répartition des lithofaciès au niveau de la 

zone ouest de la grille C. De la même façon que pour le modèle de la zone nord, il s’agit d’un modèle 

simplifié, dans la mesure où le remplissage de l’unité 12 est majoritairement constitué de graviers 

sableux bimodaux. Ce choix a été justifié précédemment. 

Figure 79 : modèle stratigraphique interprétatif à l’échelle du lithofaciès de la zone ouest de la grille C, 

correspondant au profil x = 0 m de la Figure 56. 

III.2.2.d. Validation du modèle stratigraphique 

III.2.2.d.i. Description du profil synthétique 

Un profil radar synthétique a été modélisé avec le module MatGPR à partir du modèle 

stratigraphique de la Figure 75, et des propriétés diélectriques et résistives du Tableau 19. Le modèle 

géométrique d’entrée et le profil synthétique obtenu, ainsi que le profil radar mesuré correspondant, 

sont représentés sur la Figure 80. Le profil mesuré au niveau de la zone ouest, présenté sur la Figure 

80c, est un profil auquel aucun traitement n’a été appliqué. 

Le contraste entre les couches de graviers sans matrice et le lithofaciès Gcm dans l’unité 14 

est compatible avec les reflecteurs continus et d’amplitude élevée du profil mesuré. La stratigraphie 

radar du profil synthétique est similaire à celle caractérisée expérimentalement. L’interface entre les 

lithofaciès Gcm et Gcm,b (interface entre les unités 13 et 14) produit un réflecteur qui n’est pas aussi 

marqué sur le profil mesuré que sur le profil synthétique, notamment dans la partie nord du profil. 

143


La stratigraphie radar interne à l’unité 13 du profil synthétique présente des caractéristiques 

de pendage analogues à celles du profil mesuré. Dans la partie supérieure de cette unité, les 

amplitudes des réflecteurs du profil synthétique sont proches de celles des réflecteurs du profil 

mesuré. Sur le bas de cette unité, le signal du profil synthétique est fortement atténué, ce qui ne 

permet pas de visualiser les contrastes entre les couches de graviers sans matrice et les graviers 

sableux bimodaux. Des réflecteurs de pendage similaire à la partie supérieure sont cependant 

visibles sur le profil mesuré. Comme pour le profil de la zone nord, ceci peut s’expliquer par un choix 

de propriétés diélectriques et résistives non approprié. 

Enfin, dans la partie nord de l’unité 12, le changement de stratigraphie radar entre les unités 

12 et 13 du profil synthétique traduit bien celui observé sur le profil mesuré. Dans la partie sud, les 

fines lentilles sableuses génèrent des réflecteurs d’amplitude plus élevée sur le profil synthétique 

que sur le profil mesuré, mais les diffractions générées par ces lentilles sont similaires aux réflecteurs 

du profil mesuré. 

Figure 80 : a) modèle géométrique du dépôt fluvioglaciaire dans la zone ouest de la grille C entré dans le 

module MatGPR et b) profil radar synthétique obtenu après modélisation (fréquence de 400 MHz). c) Profil 

radar correspondant mesuré avec l’antenne de 400 MHz. 

III.2.2.d.ii. Conclusion 

En conclusion, le modèle stratigraphique proposé est compatible avec les mesures radar. Le 

profil radar synthétique issu du modèle stratigraphique traduit les principales caractéristiques de la 

stratigraphie radar du profil mesuré correspondant, mis à part les réflecteurs inclinés vers le nord du 

bas de l’unité 13. L’atténuation trop importante peut toutefois s’expliquer par des propriétés 

diélectriques et résistives non appropriées dans cette unité. Le modèle stratigraphique de la zone 

ouest (Figure 75) est donc considéré valide. 

144


III.2.3. Interprétation des profils géophysiques mesurés sur la grille C 

L’interprétation de la stratigraphie du dépôt fluvioglaciaire au niveau des zones nord et ouest 

a été élargie à l’ensemble de la grille C. Les corrélations effectuées entre les deux zones réduites ont 

mis en évidence la relation entres les unités caractérisées. Deux principaux éléments de dépôts sont 

communs au niveau des zones nord et ouest. 

Il s’agit tout d’abord de la progradation d’alternance entre les graviers sans matrice et les 

graviers sableux bimodaux, correspondant aux unités 9 et 13. Cette progradation a été mise en place 

par migration de dunes de graviers dans un creux d’érosion, caractérisé au niveau de la zone ouest. 

Le pendage vers l’est des lithofaciès correspond à la direction de la migration. Les unités 9 et 13 

appartiennent donc à une barre de gravier. Les résistivités élevées mesurées dans cette macroforme 

au niveau de la zone nord traduisent une forte proportion de graviers sans matrice, pouvant 

expliquer également les fortes amplitudes des réflecteurs radar. Cette barre de graviers est délimitée 

sur la Figure 81. 

Figure 81 : extension latérale d’une barre de graviers, interprétée à partir du bloc radar pseudo-3D de la grille 

C 

Une seconde macroforme caractérisée au niveau des blocs nord et ouest correspond aux 

unités 11 et 14. Cette macroforme est présente dans les premiers centimètres sous la surface du 

bassin. Elle est caractérisée par un faciès géophysique f1, qui se poursuit sous l’ensemble de la grille 

C (Figure 82). La surface basale de cette macroforme est une surface d’érosion. Le faciès géophysique 

est interprété comme un dépôt sous un régime d’écoulement élevé ayant conduit à la mise en place 

d’une couche de graviers hétérométrique, dont le lithofaciès principal est le lithofaciès Gcm. Les 

stratifications internes à cette macroforme traduisent la migration de nappes de charriage en surface 

de barres de gravier voire d’une couche de graviers. Cette migration produit occasionnellement de 

fines couches de graviers sans matrice, analogues à celles caractérisées au niveau de l’unité 7 de la 

paroi d’excavation de la zone B. Les alternances humides et sèches peuvent être à l’origine de la 

présence d’horizons d’oxyde de fer, pouvant contribuer à diminuer les résistivités dans cette 

macroforme et augmenter l’amplitude des réflecteurs radar. 

145


Figure 82 : extension latérale de la couche massive de graviers, interprétée à partir du bloc radar pseudo-3D 

de la grille C 

L’analyse des profils radar de la grille C permet également de suivre le remplissage sableux 

caractérisé au niveau de l’unité 10 de la zone nord. Le faciès radar de cette unité se retrouve au 

niveau des profils situés au sud de la zone nord. La forme en auge est délimitée sur la Figure 83. La 

forme externe de cet élément de dépôt traduit la présence d’un paléochenal, orienté 

approximativement Sud-Nord. Ce paléochenal pourrait avoir des dimensions plus larges que celles de 

la simple structure en auge. En effet, la barre de graviers correspondant aux unités 9 et 13 a été mise 

en place par migration vers l’est. Cette barre aurait ainsi comblé en partie le paléochenal. La 

migration de la barre de graviers vers l’est peut expliquer le comblement en amont du paléochenal, 

qui aurait alors été rempli par des éléments fins de type sableux. 

Figure 83 : extension latérale du remplissage sableux, interprétée à partir du bloc radar pseudo-3D de la 

grille C 

L’analyse des profils géophysiques mesurés sur l’ensemble de la grille C met en évidence la 

nécessité de caractériser le dépôt fluvioglaciaire sur une surface d’échelle décamétrique. Les 

principales macroformes de dépôt ne peuvent être interprétées complètement qu’à cette échelle. 

146


L’interprétation paléoenvironnementale effectuée à cette échelle permet de confirmer les 

hypothèses sur l’agencement interne des éléments architecturaux (répartition spatiale des 

lithofaciès) formulées à partir de l’analyse des zones réduites nord et ouest. 

III.3. Synthèse et conclusion 

Par une approche hydrogéophysique couplant l’utilisation du radar géologique et du 

profilage électrique à l’étude sédimentologique décrite au Chapitre B, un modèle stratigraphique 

tridimensionnel du dépôt fluvioglaciaire à une échelle réduite représentative de l’ouvrage 

d’infiltration a été défini. Ce modèle traduit l’hétérogénéité sédimentaire aux échelles 

mésoscopiques (lithofaciès) et macroscopiques (éléments architecturaux). 

Dans un premier temps, un calibrage des deux méthodes géophysiques sur les parois 

d’excavation des zones A et B a conduit à la définition d’une typologie de faciès géophysiques, 

associant les principales caractéristiques sédimentaires du dépôt fluvioglaciaire aux caractéristiques 

des réflecteurs GPR et aux variations locales de résistivité électrique. Une typologie de 3 faciès 

géophysique a ainsi été définie (Tableau 18). 

Cette typologie a été utilisée dans un second temps afin d’interpréter les mesures 

géophysiques effectuées sur une zone réduite du bassin d’infiltration (grille C), et plus 

particulièrement sur les zones nord et ouest, instrumentables pour la mesure des variations de 

teneurs en eau et de succion à partir du puits de mesure. Un modèle stratigraphique correspondant 

à ces deux zones a été défini, et validé par confrontation d’un profil radar synthétique au profil radar 

mesuré correspondant. L’affectation de propriétés hydrodynamiques à chaque lithofaciès constitutifs 

des modèles stratigraphiques permettra de réaliser la modélisation des écoulements non-saturés. 

Les variations de teneur en eau modélisées pourront être comparées aux variations mesurées en 

conditions réelles. La détermination des propriétés hydrodynamiques des lithofaciès fluvioglaciaires 

non-saturés fait l’objet du Chapitre D. 

L’interprétation des profils géophysiques confirment la nature du dépôt fluvioglaciaire. Il 

s’agit d’un dépôt de système en tresse, caractérisée par des macroformes de type remplissage de 

creux d’érosion, barre de graviers, ou couche de graviers massives correspondant à un régime 

d’écoulement élevé. Cette dernière structure se retrouve au niveau des 3 zones étudiées, ce qui 

permet de faire l’hypothèse d’un événement allocyclique à régime d’écoulement élevé se traduisant 

par un dépôt hétérométrique sous l’ensemble du bassin. La présence de graviers sans matrice dans 

cette couche hétérométrique, traduisant la base de la migration de couche de graviers, peut avoir un 

impact sur les écoulements dans les premiers centimètres de la zone non-saturée. Nous revenons sur 

les flux d’écoulement induits par les couches de graviers sans matrice au Chapitre E. Les structures et 

textures sédimentaires observées sur les parois d’excavation des zones A et B sont potentiellement 

observables au niveau de la grille C, et par interpolation entre les différentes zones, sous l’ensemble 

du bassin d’infiltration DjR. 

Cette étude géophysique confirme la bonne capacité du radar géologique à résoudre les 

hétérogénéités sédimentaires à l’échelle macroscopique de l’élément architectural et à l’échelle 

mésocopique du lithofaciès. A cette échelle, le couplage du radar géologique avec le profilage 

électrique permet de valider les hypothèses formulées sur la lithologie dominante du dépôt à partir 

de l’interprétation de la stratification radar. 

147

Chapitre E : Effet des hétérogénéités hydrodynamiques sur les écoulements en zone non-saturée 

D. Caractérisation des propriétés hydrodynamiques des hydrofaciès 

du dépôt fluvioglaciaire 

Winiarski et al. (2004) ont montré que l’hétérogénéité sédimentaire naturelle d’un dépôt 

fluvioglaciaire à l’échelle métrique a un impact sur les écoulements non-saturés. A cette échelle, les 

lithofaciès peuvent en effet agir soit en tant que chemins préférentiels d’écoulement, soit en tant 

que barrière à l’écoulement (Heinz et Aigner, 2003b). Ce comportement hydrodynamique peut avoir 

un impact sur les mécanismes de transfert de polluants en profondeur. La modélisation des 

écoulements en zone non saturée d’un dépôt sédimentaire hétérogène requiert donc la 

connaissance des propriétés hydrodynamiques à l’échelle du lithofaciès. Par la suite, on appellera 

hydrofaciès les unités hydrogéologiques correspondant au lithofaciès et pour lesquelles des 

propriétés hydrodynamiques homogènes sont définies. 

Ce chapitre est consacré à la caractérisation des propriétés hydrodynamiques associées aux 

hydrofaciès, propriétés qui pourront être affectées aux lithofaciès des modèles stratigraphiques 

définis par interprétation des mesures géophysiques au chapitre précédent. Cette caractérisation fait 

partie intégrante de l’approche hydrogéophysique suivie dans le cadre de ce travail, et visant à 

définir un modèle hydrostratigraphique représentant de façon réaliste l’hétérogénéité 

hydrodynamique à l’échelle mésoscopique. 

L’objectif de cette caractérisation hydrodynamique est donc de définir les hydrofaciès 

caractéristiques du dépôt fluvioglaciaire de l’Est lyonnais. Nous avons utilisé une approche 

d’analogue d’aquifère, consistant à caractériser les propriétés hydrodynamiques de lithofaciès 

fluvioglaciaires analogues en surface de plaines d’épandage actuelles (plaines d’épandage 

fluvioglaciaire des Bossons et du Breidamerkurjökull, décrites au Chapitre B), afin de les extrapoler 

aux lithofaciès fluvioglaciaires quaternaires de l’Est lyonnais. Les hydrofaciès ainsi définis décrivent 

les propriétés hydrodynamiques caractéristiques des lithofaciès non-saturés, utilisables en tant que 

données d’entrée de modèles d’écoulements en zone non-saturée. 

I. Les propriétés hydrodynamiques des hydrofaciès fluvioglaciaires 

I.1. Les propriétés hydrodynamiques caractéristiques d’un milieu poreux 

non-saturé 

I.1.1. Etat énergétique de l’eau en zone non-saturée et notion de 

pression capillaire 

L’écoulement d’eau dans un milieu poreux se définit comme le déplacement de l’eau au sein 

des vides de ce milieu. Ce déplacement est dû à une variation du potentiel énergétique de l’eau. Ce 

potentiel énergétique se décompose en une composante d’énergie cinétique et une composante 

d’énergie potentielle. L’énergie cinétique est généralement négligée devant l’énergie potentielle, en 

raison des faibles vitesses d’écoulement dans les sols. L’énergie potentielle se décompose en 5 

termes (Kutilek et Nielsen, 1994) : 

Φ φg + φc + φo + φa + φe 

où φg est le potentiel gravitationnel, représentant l’énergie utilisable provenant des forces de 

gravité (Musy et Soutter, 1991), φc le potentiel capillaire ou matriciel, exprimant un gradient de 

pression d’eau au sein du milieu poreux, φo le potentiel osmotique, traduisant un gradient de 

148


concentration en éléments chimiques dans l’eau, φa le potentiel pneumatique, généré par un 

gradient de pression d’air à l’intérieur des pores par rapport à la pression atmosphérique, et φe le 

potentiel d’enveloppe, induit par la pression mécanique externe du milieu sus-jacent et transmis par 

le film d’eau enveloppant les grains solides (De Condappa, 2005). Les trois derniers termes ne sont 

généralement pas considérés. Le potentiel osmotique ne peut cependant pas être négligé dans le cas 

de certains sols très salins ou argileux (Lassabatère, 2002). 

Le potentiel sera donc assimilé à la résultante des potentiels gravitationnels et capillaires. Le 

potentiel énergétique peut s’exprimer en énergie par unité de volume. Dans cette unité, le potentiel 

de l’eau s’exprime sous la forme d’une charge (ou potentiel) hydraulique. Le potentiel gravitationnel 

est assimilé à la hauteur du point considéré (Haverkamp et al., 2007). Le potentiel matriciel est quant 

à lui exprimé sous la forme d’une charge de pression, positive en zone saturée, et négative en zone 

non-saturée. 

La valeur positive du potentiel matriciel en zone saturée est due à la pression hydrostatique 

exercée par la colonne d’eau située au-dessus du point considéré. En zone non-saturée, le potentiel 

matriciel correspond à l’état énergétique de l’eau retenue dans les pores d’un sol par capillarité et à 

la surface des grains par adsorption (Haverkamp et al., 2007). Le potentiel de pression négatif reflète 

ainsi l’affinité globale de l’eau pour l’ensemble de la matrice solide (Musy et Soutter, 1991). Il 

s’oppose au potentiel gravitationnel. Du fait de la grandeur des forces de capillarité et d’adsorption, 

le potentiel matriciel peut atteindre des valeurs négatives extrêmement importantes. Sa diminution 

peut se faire sur plusieurs ordres de grandeurs pour de faibles variations de teneurs en eau. 

Par la suite, le potentiel matriciel sera appelé pression capillaire (valeurs négatives). Par 

commodité, il sera également fait référence à la valeur positive de ce potentiel, appelée succion. 

I.1.2. Courbe de rétention capillaire 

En zone non-saturée, le degré de saturation en eau et la pression capillaire varient 

simultanément (Musy et Soutter, 1991). La saturation en eau est caractérisée par le volume relatif de 

l’eau dans un sol, ou teneur volumique en eau. La teneur volumique en eau varie d’une teneur en 

eau résiduelle, θr, correspondant au volume d’eau adsorbée à la surface des grains, à une teneur en 

eau saturée, θs, correspondant à un remplissage des vides par l’eau, sans présence d’air. 

Théoriquement, la teneur volumique en eau saturée est donc égale à la porosité du sol. Dans la 

réalité, elle est inférieure à la porosité, du fait de la présence d’air emprisonné dans certains pores 

du sol. 

La diminution de la teneur en eau, donc de la quantité d’eau dans les pores du sol, a pour 

effet de réduire le rayon de courbure des ménisques formés dans les interstices intergranulaires, 

augmentant ainsi la tension interne de l’eau, conformément à la loi de Laplace (Musy et Soutter, 

1991). Ainsi, en phase de drainage, la désaturation progressive de l’espace poral provoque une 

augmentation de la succion. Les pores les plus rapidement désaturés sont les pores les plus grossiers. 

Partant d’un état initialement saturé en eau, la valeur critique à partir de laquelle l’air pénètre dans 

les pores les plus grossiers de la matrice solide est appelée pression d’entrée d’air (air-entry suction). 

Cette valeur constitue un seuil de succion à partir duquel le sol commence à se désaturer. Cette 

pression d’entrée d’air est généralement faible pour les sols à granulométrie grossière, comme les 

dépôts fluvioglaciaires, et augmente à mesure que la granulométrie des sols devient plus fine (Figure 

84). Comme la taille des pores dans des sols grossiers est généralement uniforme, le phénomène de 

désaturation est généralement plus marqué que pour des sols fins (Hillel, 1998). Aux succions 

élevées, l’eau n’est retenue que dans les pores les plus fins (par les forces capillaires), ainsi qu’à la 

surface de la matrice solide (par les forces d’adsorption). La teneur en eau tend alors vers sa valeur 

résiduelle. 

149


L’évolution simultanée de la teneur en eau et de la pression capillaire est mesurable 

expérimentalement. La courbe expérimentale obtenue est appelée courbe de rétention capillaire, 

elle relie la teneur volumique en eau d’un sol à sa pression capillaire et décrit la capacité d’un sol à 

stocker ou retenir l’eau dans les pores d’un sol (Haverkamp et al., 2007). Cette relation, fortement 

non-linéaire, a une forme caractéristique en S. Aux faibles succions, les forces capillaires 

prédominent sur les forces d’adsorption, et sont dépendantes principalement de la géométrie des 

pores, et donc de l’arrangement structural des grains (structure du sol, au sens géopédologique du 

terme). Aux fortes succions, les forces d’adsorption, dépendant de la surface spécifique des grains, 

prédominent sur les forces capillaires (Musy et Soutter, 1991).Du fait de la dépendance des forces 

de capillarité et d’adsorption à la texture et à la structure du sol, la relation entre le potentiel de 

pression et la teneur en eau constitue une caractéristique spécifique à un sol, ou plus généralement à 

un type de sol (Musy et Soutter, 1991). On parle ainsi de courbe hydrodynamique caractéristique 

d’un sol. 

Figure 84 : effet de la granulométrie sur la courbe de rétention capillaire. D’après Miyasaki (1988). 

La courbe de rétention capillaire présente une hystérèse (Figure 84). A teneur en eau 

identique, la courbe de drainage donne des valeurs de succion plus élevées que la courbe 

d’humidification (Musy et Soutter, 1991; Kutilek et Nielsen, 1994). Ce phénomène n’est 

fréquemment pas pris en compte, son influence étant souvent négligeable devant l’hétérogénéité et 

la variabilité spatiale des propriétés des sols (De Condappa, 2005; Haverkamp et al., 2007). 

La relation entre h et θ joue un rôle capital dans la description des écoulements de l’eau en 

milieu non-saturé (Musy et Soutter, 1991). Afin de connaître les variations de pression capillaire en 

fonction de la teneur en eau de façon continue en vue de modéliser les écoulements en zone nonsaturée, 

les valeurs expérimentales sont ajustées par des fonctions analytiques modélisant la courbe 

de rétention en eau. Ces fonctions analytiques sont ajustées par l’intermédiaire de paramètres 

d’ajustement, parmi lesquels on distingue les paramètres de forme, liés à la texture d’un sol, et les 

paramètres d’échelle, liés à la structure (au sens géopédologique) d’un sol (Haverkamp et al., 2005; 

Leij et al., 2005). 

Les modèles les plus répandus sont les modèles de van Genuchten (Van Genuchten, 1980) et 

de Brooks et Corey (Brooks et Corey, 1964) : 

 

 

1 

 

(Van Genuchten, 1980) 

150


 

 

(Brooks et Corey, 1964) 

0 

où θ est la teneur volumique en eau, θr et θs respectivement les teneurs volumiques en eau 

résiduelles et à saturation, h la pression capillaire, et hg et hbc sont les paramètres d’échelle (on parle 

de paramètres d’échelle de pression) des modèles de van Genuchten et de Brooks et Corey 

respectivement, et λ, m et n sont des paramètres de forme (on parle de paramètres de forme de 

pression) de ces modèles. Les paramètres m et n sont couramment reliés par la relation : 

1 

 

où km est un entier dépendant du modèle capillaire choisi (km = 1 pour le modèle de Mualem 

(Mualem, 1976) et km = 2 pour le modèle de Burdine (Burdine, 1953)). La Figure 85 représente la 

courbe de rétention capillaire d’un sol sableux, modélisée par les relations de van Genuchten et de 

Brooks et Corey. 

Figure 85 : courbe de rétention capillaire d’un sable, modélisée par les relations de van Genuchten (1981) et 

de Brooks et Corey (1964). 

I.1.3. Conductivité hydraulique 

La conductivité hydraulique traduit la capacité d’un sol à conduire la phase liquide (l’eau) au 

sein des vides de ce sol (Haverkamp et al., 2007). La conductivité hydraulique est très faible pour un 

sol sec, mais augmente rapidement lorsque le sol approche de la saturation (De Condappa, 2005), ce 

qui fait de la variation de la conductivité hydraulique en fonction de la teneur volumique en eau K(θ) 

une relation fortement non-linéaire (Haverkamp et al., 2007). 

A saturation, l’ensemble des pores peut participer à l’écoulement de l’eau. La conductivité 

hydraulique est alors maximale, sa valeur est la conductivité hydraulique saturée, notée Ks. Lors de la 

phase de drainage d’un sol, le milieu devient triphasique et une partie des vides de l’espace poral ne 

participe plus à l’écoulement de l’eau, engendrant ainsi une diminution de la section d’écoulement et 

une augmentation de la tortuosité. La diminution de la teneur en eau induit donc une diminution de 

la conductivité hydraulique (Musy et Soutter, 1991). La diminution de la conductivité hydraulique est 

rapide, et peut se faire sur plusieurs ordres de grandeurs pour de faibles variations de la teneur en 

eau (Musy et Soutter, 1991). 

151


De la même façon que pour les courbes de rétention capillaire, la relation entre la 

conductivité hydraulique d’un sol et sa teneur en eau, ou sa pression capillaire, est complexe et 

dépendante du type de sol considéré (Figure 86). Les sols les plus grossiers, présentant des pores de 

taille importante, ont les conductivités hydrauliques saturées les plus élevées. Ceci s’explique par un 

plus grand volume de macropores disponibles pour les écoulements rapides et essentiellement 

gravitaires de l’eau. En revanche, aux fortes succions correspondant à de faibles teneurs en eau, 

l’espace poral disponible pour la circulation de l’eau correspond aux pores les plus fins remplis d’eau. 

Les matériaux fins, à forte surface spécifique, sont ceux qui ont la plus forte conductivité hydraulique 

à très faibles pressions capillaires. Les différences de conductivité hydraulique entre les sols à 

granulométrie fine et les sols grossiers peuvent engendrer des effets de barrière capillaire, 

typiquement lorsqu’un sol fin surmonte un sol grossier. A faible saturation, seuls les pores les plus 

fins de la couche supérieure assurent la conduction de l’eau, la différence des tailles de pores à 

l’interface engendrant un effet de barrière à l’écoulement par capillarité dans la couche inférieure à 

pores plus grossiers (effet de barrière capillaire). Cet effet de barrière capillaire est décrit plus 

longuement dans le Chapitre E. 

Figure 86 : dépendance de la conductivité hydraulique vis-à-vis de la pression capillaire pour deux sols de 

nature différente 

Des fonctions analytiques sont utilisées pour modéliser les variations de la conductivité 

hydraulique en fonction de la teneur en eau. Le modèle de Brooks et Corey (1964) fait intervenir le 

paramètre de forme de conductivité η : 

 

 

 

 

(Brooks et Corey, 1964) 

où K est la conductivité hydraulique, θ est la teneur volumique en eau, θr et θs 

respectivement les teneurs volumiques en eau résiduelles et à saturation, et Ks la conductivité 

hydraulique saturée (paramètre d’échelle de conductivité). 

Partant de l’expression proposée par Mualem (1976), la conductivité hydraulique peut être 

estimée à partir du modèle de courbe de rétention capillaire de van Genuchten (1980) de la façon 

suivante, où m est le paramètre de forme de pression défini précédemment : 

152


 

 

 

 

 

 

. 1 1 

 

 

 

 

153 

 

(Van Genuchten, 1980) 

L’avantage de cette dernière expression est qu’elle ne fait pas intervenir un paramètre de 

forme supplémentaire par rapport à la relation de rétention capillaire. Cependant, l’application de 

l’expression de van Genuchten n’est valable que dans les cas restreints des sols particuliers décrits 

par un modèle capillaire donné (De Condappa, 2005). Le modèle de Brooks et Corey est donc 

préférentiellement utilisé. Les paramètres de forme de rétention λ et de conductivité η sont reliés 

par l’équation suivante : 

2 

2 

 

où τ est adimensionnel et traduit la tortuosité suivant le modèle capillaire (τ = 0,5 pour le 

modèle de Mualem (Mualem, 1976) ; τ = 1 pour le modèle de Burdine (Burdine, 1953)). 

Figure 87 : courbe de conductivité hydraulique d’un sable, modélisée par les relations de van Genuchten 

(1981) et de Brooks et Corey (1964). 

I.1.4. Equation de l’écoulement en zone non-saturée 

L’écoulement de l’eau en zone non-saturée est régi par deux lois fondamentales : la loi de 

comportement dynamique de Darcy-Buckingham et la loi de continuité. 

La loi de Darcy, généralisée aux milieux non-saturés par Buckingham, traduit que sous l’effet 

d’un gradient de charge hydraulique H, un flux d’eau est induit dans le milieu poreux : 

. 

Cette loi traduit bien la fonction motrice du gradient de charge dans les écoulements. De 

façon analogue à la dynamique des milieux saturés, la conductivité hydraulique intervient dans la 

relation de proportionnalité entre la densité de flux et le gradient de potentiel. Sa dépendance à la 

teneur en eau du milieu poreux fait de la relation flux – gradient de potentiel une relation 

essentiellement non-linéaire (Musy et Soutter, 1991). 

L’équation de continuité traduit la conservation de la masse. La variabilité spatiale 

tridimensionnelle de la densité de flux est liée à la variabilité temporelle de la teneur en eau :


 

 

La combinaison des deux lois conduit à l’équation décrivant les écoulements en milieu 

poreux non-saturé : 

. 

 

Dans le cas d’un écoulement vertical (suivant un axe z orienté vers le bas), la charge 

hydraulique H se décompose en un potentiel de pression h et un potentiel gravitationnel z : 

 

. 

1 

 

Par substitution, on obtient l’équation générale des écoulements non-saturés verticaux : 

 

 

. 1 

 

Cette expression peut s’écrire sous la forme de l’équation de Fokker-Planck : 

 

 

 

 

. 

 

 

 

. . 

 

Détermination Terme gravitationnel 

d’hydrofaciès 

Sous cette forme, la teneur en eau est la variable principale de cette équation aux dérivées 

partielles. Les deux composantes primordiales d’un écoulement vertical se dégagent. Un terme 

gravitationnel correspond aux écoulements générés par les forces de gravité. Un terme capillaire est 

associé aux écoulements induits par capillarité. La diffusivité capillaire de l’eau peut être introduit : 

. 

 

En cas de saturation du milieu poreux, la teneur en eau est constante, mais le potentiel de 

pression continue à évoluer. Il est donc préférable d’exprimer l’équation précédente en fonction du 

potentiel de pression. On définit alors la capacité capillaire c(h), comme la variation de teneur en eau 

par unité de variation de potentiel de pression (pente de la relation θ(h)). 

. 

 

 

 

154


Cette équation, connue sous le nom d’équation de Richards, décrit l’écoulement de l’eau en 

milieu variablement saturé. La modélisation des écoulements en zone non-saturée consiste à 

résoudre cette équation, par méthode numérique de façon générale. Cette modélisation nécessite la 

connaissance des variations continues de la conductivité hydraulique et de la pression capillaire. 

L’utilisation conjointe du modèle de conductivité hydraulique de Brooks et Corey avec le modèle de 

courbe de rétention capillaire de van Genuchten avec condition de Burdine est optimale, dans la 

mesure où cette combinaison est valide quel que soit le type de sol retenant l’eau par capillarité, 

sans devenir inconsistante avec la théorie générale de l’écoulement en zone non-saturée 

(Haverkamp et al., 2007). 

L’hétérogénéité du sol conditionne la variabilité des propriétés hydrodynamiques d’un point 

à un autre. Dans le cas d’un sol hétérogène, l’équation de continuité n’est pas modifiée et reste la 

même en tout point du sol. La loi dynamique doit quant à elle intégrer les variations spatiales de la 

conductivité hydraulique. Lorsque le milieu est hétérogène isotrope, ce qui est le cas dans un dépôt 

fluvioglaciaire (conductivité supposée isotrope au sein d’un lithofaciès), la conductivité hydraulique 

est une fonction spatiale scalaire K(x,y,z). La principale difficulté réside dans l’acquisition 

d’informations concernant la distribution spatiale de la conductivité hydraulique (Musy et Soutter, 

1991). 

I.2. Les propriétés hydrodynamiques de lithofaciès fluvioglaciaires 

Notons tout d’abord que les travaux existants traitant de l’évaluation des propriétés 

hydrodynamiques de lithofaciès fluvioglaciaire ne portent que sur la zone saturée. Cette partie traite 

donc essentiellement des propriétés hydrodynamiques de la zone saturée, à savoir la conductivité 

hydraulique saturée et la porosité. 

La distribution de la conductivité hydraulique dans les aquifères est fortement dépendante 

de la répartition spatiale des lithofaciès (Heinz et Aigner, 2003b). Chaque lithofaciès est associée à 

une distribution granulométrique caractéristique. La diversité des granulométries entraîne une 

hétérogénéité dans la distribution des tailles de pores entre chaque lithofaciès, et donc une 

hétérogénéité d’ordre hydrodynamique. Andersen (1989) a ainsi montré que les propriétés 

sédimentaires, comme la distribution granulométrique, la texture ou la fabrique d’un lithofaciès, 

peuvent être reliées directement aux propriétés hydrodynamiques comme la conductivité 

hydraulique saturée ou la porosité. Andersen (1989) introduit ainsi le terme d’hydrofaciès. Ce terme 

est utilisé pour décrire les unités hydrogéologiques, homogènes d’un point de vue sédimentaire, 

c’est-à-dire correspondant aux lithofaciès (phase homogène de transport et de sédimentation), mais 

pouvant être anisotropique hydrodynamiquement (différence entre les conductivités hydrauliques 

saturées horizontales et verticales par exemple). Par la suite, nous utiliserons donc le terme 

hydrofaciès lorsque nous évoquerons les lithofaciès en tant qu’unités hydrogéologiques, pour 

lesquelles des propriétés hydrodynamiques caractéristiques sont connues. 

La caractérisation des propriétés hydrodynamiques des hydrofaciès est nécessaire pour 

décrire les écoulements d’eau dans un dépôt sédimentaire à une échelle locale, en vue d’améliorer le 

compréhension du transfert de contaminants (Anderson, 1989). A cette échelle, les hydrofaciès 

peuvent agir soit comme des chemins préférentiels d’écoulement, soit comme des barrières à 

l’écoulement (Heinz et Aigner, 2003b). 

155


I.2.1. Méthodes de caractérisation hydrodynamique à l’échelle de 

l’hydrofaciès 

La caractérisation des propriétés hydrodynamiques des hydrofaciès requiert l’utilisation de 

méthodes de détermination appropriées à l’échelle mésoscopique. Les techniques classiques 

d’investigation hydrogéologique, comme par exemple les essais de pompage, ne permettent pas 

d’avoir une résolution suffisante. Les essais de pompage intègrent l’information à l’échelle macro- à 

mégascopique, et ne fournissent qu’une estimation globale de la conductivité hydraulique (Figure 

88a). Il est donc essentiel de réaliser cette caractérisation sur un échantillon représentatif de 

l’hydrofaciès. Cette caractérisation peut s’effectuer en laboratoire ou directement sur le terrain. Des 

méthodes mathématiques prédictives permettent également d’estimer les propriétés 

hydrodynamiques à partir de la distribution granulométrique par exemple. 

Figure 88 : exemple de méthodes in situ de mesure de la conductivité hydraulique saturée d’un dépôt 

sédimentaire hétérogène. a) Mesure par essai de pompage. La mesure intègre l’information à l’échelle 

macro- à mégascopique, et ne fournit qu’une estimation globale de la conductivité hydraulique. b) Mesure à 

l’échelle mésoscopique. Des essais au perméamètre à phase gazeuse ou des essais Beerkan (ces essais sont 

décrits au II.2) permettent d’estimer la conductivité hydraulique de chaque lithofaciès constituant le dépôt 

sédimentaire. D’après Dai et al. (2004). 

En ce qui concerne les lithofaciès fluvioglaciaires, les méthodes de caractérisation en 

laboratoire ont été privilégiées jusqu’à présent. La conductivité hydraulique saturée a été estimée 

par perméamètre (Jussel et al., 1994; Heinz et al., 2003; Kostic et al., 2005) ou par perméamètre à 

phase gazeuse (Klingbeil et al., 1999). La porosité a été estimée à partir de la détermination de la 

masse volumique sèche (Klingbeil et al., 1999). Les essais ont cependant été effectués 

majoritairement sur des échantillons remaniés, dont l’agencement est non-représentatif de la 

structure en place, et ne rendent pas compte des anisotropies du terrain générées par 

l’hétérogénéité sédimentaire. En effet, la nature non-cohésive des dépôts fluvioglaciaires ne permet 

pas facilement de réaliser des essais sur des échantillons non-déstructurés. Seuls des sables ont été 

analysés en laboratoire sans déstructuration de la stratigraphie (Jussel et al., 1994; Klingbeil et al., 

1999). 

Des modèles mathématiques prédictifs ont également été utilisés pour estimer les 

conductivités hydrauliques saturées. Ces modèles utilisent l’information de la distribution 

156


granulométrique afin d’en déduire certaines propriétés hydrodynamiques. La conductivité 

hydraulique saturée a par exemple été estimée à partir des formules de Hazen (1893), Kozeny- 

Carmann (Kozeny, 1927; Carman, 1937), Beyer (1964), ou Panda et Lake (1994) par plusieurs auteurs 

(Anderson et al., 1999; Heinz et al., 2003; Kostic et al., 2005). 

La caractérisation in situ est la plus adaptée à la caractérisation hydrodynamique de dépôts 

non-saturés. Les mesures sont en effet réalisées sur le dépôt en place, non remanié, et permettent 

ainsi de caractériser les anisotropies liées à la stratification sédimentaire. La caractérisation 

hydrodynamique in situ des lithofaciès d’un dépôt sédimentaire quaternaire demande un accès facile 

aux lithofaciès, ainsi qu’une instrumentation adaptée au terrain étudié. Cette caractérisation peut se 

faire sur des affleurements de dépôts sédimentaires analogues à des dépôts souterrains (aquifères 

ou zones non-saturées inaccessibles et donc non-caractérisables hydrodynamiquement à l’échelle 

mésoscopique). Cette approche d’analogue d’aquifère a notamment été décrite par Huggenberger et 

Aigner (1999). Klingbeil (1998) a ainsi développé des essais in situ par perméamètre à phase gazeuse 

(mesure de la conductivité de la phase gazeuse dans un lithofaciès entre deux tiges métalliques 

d’injection et de mesure), afin d’estimer la conductivité hydraulique saturée de lithofaciès 

fluvioglaciaires décrits sur des affleurements de dépôts quaternaires analogues à ceux constituant 

l’aquifère du bassin sédimentaire de la vallée du Rhin. 

Les méthodes utilisées jusqu’à présent ne rendent compte des propriétés hydrodynamiques 

que dans la zone saturée. Afin de décrire les écoulements d’eau en zone non-saturée des dépôts 

fluvioglaciaires, il est nécessaire de connaître les courbes caractéristiques de rétention et de 

conductivité hydraulique. Les méthodes adaptées à la caractérisation des dépôts fluvioglaciaires sont 

présentées au I.3. 

I.2.2. Relation entre lithofaciès et hydrofaciès 

La Figure 89 recense les estimations de conductivité hydraulique saturée de lithofaciès 

fluvioglaciaires analogues à ceux de l’Est lyonnais. Cette figure montre une hétérogénéité 

hydrodynamique entre lithofaciès, mais également interne aux lithofaciès. Les graviers sans matrice 

ont une conductivité hydraulique saturée significativement plus élevée que les autres lithofaciès. Les 

valeurs varient entre 10 -2 et 3.10 0 m.s -1 . Les écoulements dans ce type de lithofaciès peuvent donc 

être rapide en cas de saturation totale, et conduire à des flux préférentiels d’écoulement (Klingbeil et 

al., 1999; Heinz et Aigner, 2003b; Heinz et al., 2003). La conductivité hydraulique saturée des sables 

est la moins variable, elle oscille entre 10 -4 et 10 -3 m.s -1 . Elle est en moyenne plus élevée que celles 

des graviers sableux, ce qui s’explique par un bon classement granulométrique autour des sables 

moyens, alors que l’hétérométrie des graviers sableux génère une porosité plus faible. La fraction 

sableuse plus élevée des lithofaciès Gcm,b engendre une conductivité hydraulique saturée plus faible 

en moyenne que celle des lithofaciès Gcm. 

157


Figure 89 : estimation des conductivités hydrauliques saturées des principaux lithofaciès fluvioglaciaires. 

D’après Jussel et al. (1994), Andersen et al. (1999), Bersezio et al. (1999), Klingbeil et al. (1999), Heinz et al. 

(2003), Kostic et al. (2005). 

A partir de ces estimations, des auteurs ont établi une relation entre lithofaciès et 

hydrofaciès. Klingbeil et al. (1999) ont ainsi établi une relation entre des lithofaciès fluvioglaciaires 

quaternaires et leur propriétés hydrodynamiques saturées (conductivité hydraulique saturée 

verticale et horizontale, porosité). Ils définissent une classification de 5 hydrofaciès fluvioglaciaires, 

en fonction des différents types de lithofaciès potentiellement observables dans un dépôt 

fluvioglaciaire quaternaire. Ces hydrofaciès sont les graviers bimodaux (hydrofaciès BM), les graviers 

sans matrice (hydrofaciès OW), les sables (hydrofaciès S), les graviers sableux massifs (hydrofaciès 

M), et les graviers à stratifications planes, en auge ou horizontales (hydrofaciès P/T/H). La Figure 90 

synthétise cette relation. Les graviers sans matrice (hydrofaciès OW) et les graviers bimodaux (BM), 

associés d’un point de vue sédimentologique, sont distingués dans le cadre de la classification 

hydrogéologique de par le fort contraste de conductivité hydraulique saturée existant entre les deux. 

La relation de Klingbeil et al. (1999) suppose que plusieurs types de lithofaciès ont des 

propriétés hydrodynamiques communes. La gamme d’hydrofaciès est donc moins étendue que celle 

des lithofaciès. Heinz et Aigner (2003b), à l’inverse, montrent que les caractéristiques texturales 

hétérogènes d’un même type de lithofaciès engendrent une variation importante des propriétés 

hydrodynamiques. Les lithofaciès sont ainsi subdivisés en plusieurs hydrofaciès. Cette subdivision se 

fait essentiellement entre les graviers sans matrice et les graviers sableux bimodaux, associés 

initialement au sein du lithofaciès d’alternance Gcg,a. Heinz et Aigner reconnaissent également des 

hydrofaciès en fonction des fractions extrêmes en cailloux ou en éléments fins, modifiant la 

conductivité du lithofaciès moyen. 

Il n’existe donc pas de relation univoque entre lithofaciès et hydrofaciès. Les relations 

établies dépendent à la fois de la façon dont les hydrofaciès sont considérés et des objectifs 

poursuivis par les auteurs (par exemple, simplification des propriétés hydrodynamiques en vue de 

modéliser les écoulements saturés dans un dépôt fluvioglaciaire pour Klingbeil et al. (1999) ; 

évaluation de la variabilité interne à un type de lithofaciès pour Heinz et Aigner (2003b)). Les 

relations établies par Klingbeil et al. (1999) et Heinz et Aigner (2003b) ont toutefois en commun la 

distinction entre les quatre types de lithofaciès caractérisés sur les parois d’excavations creusées 

dans le bassin DjR, soit si l’on considère la classification de Klingbeil : les graviers sans matrice 

(hydrofaciès OW), les deux types de graviers sableux Gcm (hydrofaciès M) et Gcm,b (hydrofaciès 

BM), et les sables (hydrofaciès S). Par la suite, nous conserverons cette distinction, correspondant à 

la typologie de lithofaciès établie au Chapitre B. Nous définirons les hydrofaciès comme les unités 

hydrogéologiques correspondant aux lithofaciès, et pour lesquelles des propriétés hydrodynamiques 

homogènes sont définies (Goutaland et al., 2007). 

158


Figure 90 : relation entre lithofaciès et hydrofaciès fluvioglaciaires quaternaires proposée par Klingbeil et al. 

(1999). 

I.2.3. Importance de la caractérisation à l’échelle macroscopique de 

l’élément architectural 

Les éléments architecturaux sont caractérisés par un assemblage de lithofaciès, et donc 

d’hydrofaciès. Les éléments architecturaux déterminent donc la distribution locale des propriétés 

hydrodynamiques (Heinz et Aigner, 2003b). Les caractéristiques des assemblages d’hydrofaciès sont 

dépendantes du type de macroformes. Par exemple, les remplissages de creux d’érosion sont 

constitués d’alternances de mésoformes entrecroisées à conductivité hydraulique faible (sables, 

graviers sableux) et forte (graviers sans matrice). Ces unités s’opposent aux nappes de charriage de 

graviers, ou aux tractions carpets, constituant des éléments d’accrétion à forme tabulaire et 

stratification massive, à conductivité hydraulique homogène et faible (Heinz et Aigner, 2003b, cf 

Chapitre B). La connaissance de l’architecture interne des éléments architecturaux permet ainsi 

d’estimer la répartition des propriétés hydrodynamiques, les longueurs de corrélation des 

hydrofaciès, et la connectivité entre hydrofaciès de même nature (par exemple, les graviers sans 

matrice) (Heinz et Aigner, 2003b). 

L’évaluation de la connectivité entre hydrofaciès de conductivité élevée est primordiale pour 

estimer la présence de chemins préférentiels d’écoulements. Par exemple, Jussel et al. (1994) 

identifient des graviers sans matrice inclus dans une matrice de matériau à faible perméabilité. Dans 

ce cas, ils montrent que les inclusions de graviers sans matrice n’ont pas d’effets significatifs sur la 

conductivité hydraulique effective du champ d’écoulement. Néanmoins, si elles sont 

interconnectées, ces unités de graviers peuvent former des chemins préférentiels d’écoulement et 

ainsi avoir un effet sur le transport de contaminants. 

I.3. Les méthodes d’estimation des propriétés hydrodynamiques 

appropriées aux lithofaciès fluvioglaciaires 

Les résultats issus de la littérature n’apportent une information que sur les propriétés 

hydrodynamiques saturées (Ks et porosité essentiellement). Cette caractérisation n’a d’intérêt que 

pour la modélisation d’écoulements en aquifère, l’information étant insuffisante pour la 

modélisation des écoulements en zone non-saturée. Il est donc nécessaire de trouver d’autres 

méthodes de caractérisation, adaptées aux dépôts fluvioglaciaires (granulométrie essentiellement 

grossière), et permettant de connaître les courbes hydrodynamiques de rétention et de conductivité 

caractéristiques des lithofaciès fluvioglaciaires. Nous distinguerons les méthodes d’estimation in situ 

et les méthodes prédictives (modèles mathématiques utilisant la distribution granulométrique). 

159


I.3.1. Caractérisation des propriétés hydrodynamiques par essais in situ 

Beerkan et méthode BEST 

La méthode BEST (Beerkan Estimation of Soil Transfer parameters), décrite par Lassabatère 

et al. (2006), permet de caractériser les courbes hydrodynamiques caractéristiques de rétention et 

de conductivité, par l’intermédiaire d’essais d’infiltration simple anneau à charge hydraulique nulle, 

ou essais Beerkan (Braud et al., 2005; Haverkamp et al., 2007). Cette méthode permet de déterminer 

les paramètres de forme et d’échelle des courbes de rétention capillaire h(θ) et de conductivité 

hydraulique K(θ), modélisée respectivement par les relations de van Genuchten avec condition de 

Burdine (équation 1) et de Brooks et Corey (équation 2) : 

 

 

1 

 

et 1 

 

(équation 1) 

 

 

 

 

 

160 

(équation 2) 

où θ est la teneur volumique en eau, h la pression capillaire, θs et θr sont respectivement les 

teneurs en eau à saturation et résiduelle, Ks la conductivité hydraulique saturée, hg le paramètre 

d’échelle de la courbe de rétention d’eau, m, n et η des paramètres de forme. La teneur en eau 

résiduelle θr est considérée nulle. Les paramètres m et n sont reliés par la condition de Burdine. Les 

deux courbes caractéristiques sont donc entièrement décrites par 2 paramètres de forme (m ou n, et 

η) et 3 paramètres d’échelle (hg, Ks, θs). 

Les détails de la méthode et du principe d’estimation des paramètres (algorithme BEST) sont 

présentés sur les Figure 91 et Figure 92, et décrits plus amplement par Lassabatère et al. (2006). Les 

paramètres de forme, dépendant principalement de la texture du dépôt (Haverkamp et al., 2005; Leij 

et al., 2005), sont estimés à partir de la courbe de distribution granulométrique de la fraction 

inférieure à 2 mm du lithofaciès considéré et de la porosité du milieu. L'hypothèse est faite dans le 

cas de matériaux plus grossiers d’un écoulement via la partie matricielle sableuse et fine du 

matériau. Les paramètres d’échelle dépendent de la structure du dépôt (la structure est ici prise dans 

son sens pédogéologique, elle fait référence à l’arrangement spatial des grains). Ils sont déterminés 

par ajustement sur une courbe expérimentale d’infiltration cumulée, réalisée à partir d’un anneau 

cylindrique (essais Beerkan), de la solution analytique à l’équation de l’écoulement en zone nonsaturée 

pour une infiltration tridimensionnelle et axisymétrique à charge hydraulique nulle proposée 

par Haverkamp et al. (1994). Cette solution est de la forme suivante : 

- aux temps courts (régime transitoire) : . √ . . . 

- aux temps longs (régime permanent) : . . . 

où A, B et C sont des constantes, dépendante des conditions initiales et limites, et définies 

sur la Figure 92, et S est la sorptivité. La sorptivité traduit physiquement la capacité d’un sol à 

absorber l’eau sans l’action des forces gravitaires. Elle est dépendante des conditions initiales et 

limites (Haverkamp et al., 2007). 

La méthode BEST est considérée valide pour des fractions granulométriques inférieures à 2 

mm. Ceci permet de s’assurer de la présence de phénomènes capillaires, prédominants lors du 

régime transitoire de l’infiltration, et ainsi d’ajuster les expressions analytiques de l’infiltration 

cumulée aux données expérimentales. Dans le cas où la méthode BEST s’avère non valide (par 

exemple, cas de lithofaciès grossiers dont la fraction granulométrique inférieure à 2 mm est


négligeable), des modèles prédictifs, comme le modèle physico-empirique d’Arya et Paris (1981), 

peuvent être utilisés. 

I.3.2. Caractérisation des propriétés hydrodynamiques par méthodes 

prédictives 

I.3.2.a. Estimation des conductivités hydrauliques saturées 

La conductivité hydraulique saturée d’un sol peut être évaluée à partir de sa porosité ε et 

d’informations sur sa distribution granulométrique, à partir de l’équation générale de Kozeny- 

Carman (Kozeny, 1927; Carman, 1937), dont une expression a été donnée par Bear (1972) : 

. 

 

. 

 

1 . 

180 

où g est l’accélération gravitationnelle, μw la viscosité dynamique de l’eau, ρw la masse 

volumique de l’eau, et dm correspond à un diamètre de grain représentatif du sol. Le paramètre dm 

peut ainsi être un percentile de la distribution granulométrique (dixième percentile, médiane), le 

grain moyen, ou une fonction plus complexe prenant en compte l’intégralité de la distribution. 

La relation de Kozeny-Carmann définie plus haut peut être écrite en fonction du volume des 

vide e (associé à la porosité ε par la relation e = ε / (1+ ε)), de la surface spécifique S (m²/kg de 

solide), ainsi que d’un facteur C traduisant la forme et la tortuosité du milieu. Son expression est la 

suivante (Chapuis et Aubertin, 2003) : 

. 

. 

. 

. . 1 

où DR est la densité solide spécifique (DR=ρs /ρw). Chapuis et Aubertin (2003) proposent une 

méthode d’estimation de la surface spécifique des grains basée sur la distribution granulométrique 

d’un matériau. Si on assimile le milieu poreux à un assemblage de sphères ou de cubes de diamètre 

ou de côté d, la surface spécifique S du milieu est donné par : 

6 

. 

où ρs est la densité solide des particules sphériques ou cubiques. 

Dans le cas de sols fins non-plastiques, la surface spécifique se calcule à partir de l’équation 

suivante (Chapuis et Aubertin, 2003) : 

6 

 

161 

 

. 

 

où la différence (PNoD - PNod) est le pourcentage massique de la fraction granulométrique 

comprise entre les diamètres d et D (D>d). La somme est calculée à partir d’un diamètre équivalent 

deq correspondant à la limite inférieure de la fraction de diamètre inférieure à un diamètre minimum 

de particules mesurable Dmin (Chapuis et Aubertin, 2003). Ce diamètre équivalent correspond au 

diamètre moyen des particules fines de diamètre inférieur à Dmin : 

1 

 

 

. 

 

 

 

3


Chapuis et Aubertin (2003) ont évalué cette expression pour des sols de granulométrie et de 

nature variés : sables, sables et graviers, tills, argiles, résidus miniers. L’expression de Kozeny-Carman 

peut être exprimée sous forme logarithmique : 

 

. . 1 

où A prend des valeurs comprises entre 0,29 et 0,51 pour des valeurs de C comprises entre 

0,2 et 0,5. La valeur de A = 0,5 proposée par les auteurs donne un bon ajustement sur les différents 

sols testés et cités plus haut. 

162


1- Données 

expérimentales 

2- Ajustement de 

l’équation F(D) 

sur la distribution 


3- Détermination 

des paramètres 

de forme 

1-Masse sèche volumique ρd 2- Granulométrie cumulée ≤ 2mm 

Couples de points (D, FF) 

Détermination de la 

porosité ε 

1 

 

Détermination de la 

dimension fractale s 

(Fuentes et al., 1998) 

racine de 

1 1 

Détermination du 

coefficient κ 

(Fuentes et al., 1998) 

 

2 1 

2. 1 

Figure 91 : algorithme d’estimation des paramètres de forme par la méthode BEST (Lassabatère et al., 2006) 

163 

Ajustement de l’équation 

1 

 

 

avec 1 

 

sur les points expérimentaux (D, FF) après un changement 

de variable en 

 

pour s’assurer d’un point d’inflexion 

Minimisation de l’erreur relative Er 

∑ 

∑ 

Détermination de M, N et Dg 

. 1 Détermination de l’indice de forme pm 

. 

 

1 1 

; 

2 

Détermination des paramètres m,n et η 

2 

; 3 

1 . 

Calcul de cp 

Γ 1 

. . 

 

Détermination de pM 

. 

 

avec 1 

 

Résolution de 

avec 1 

 

 

. 

. 

 

.


1- Données 


Préparation des 

données 

2 – Calcul des 

constantes 

A, B et C, définies 

au D.I.3.1 

3 – Détermination 

de la sorptivité 

maximale 

4 – Estimation des 

paramètres 

d’échelle (θs, Ks, 

hg) 

1- Couples de points (I,t) 2 - Teneur gravimétrique en eau finale ws 

1. . 3 - Masse sèche volumique ρd 

 

et 

 

, j . . 

Figure 92 : algorithme d’estimation des paramètres d’échelle par la méthode BEST (Lassabatère et al., 2006) 

164 

 

 

 

Nend est le nombre de point considéré pour la régression linéaire 

Paramètre de forme η ; β et γ fixés (β≈0,6 et γ≈0,75) 

θ0 et θs déterminés expérimentalement à partir de 

teneurs gravimétriques en eau 

max 

.. 

 

 

 

 

min 

. 

 

. 

. 2 . 1 

 

 

 

. 

. 

. 

 

0, 

 

 

 

 

 

 

On considère que l’infiltration n’est expliquée que par les phénomènes 

capillaires (on impose B=0), la fonction 

1, , 0 ∑ 

est minimisée. 

1- On ne considère plus B=0 (l’infiltration est 

expliquée par les phénomènes capillaires et 

gravitaires) 

1, , ∑ 

est minimisée de façon à 

obtenir la sorptivité S en fonction du temps. 

Ks est calculé à partir du débit asymptotique : . 

2- Détermination de la limite de validité de l’équation au régime transitoire : 

calcul du temps 

 

. 

. 

 

 

 

détermination de S et Ks pour cette valeur de t 

3- Calcul de hg : 

 

. . 

. 

Teneur volumique saturée en eau θs 

. , choix du plus grand t tel que t ≤ tmax ,


I.3.2.b. Estimation de la courbe de rétention capillaire par le modèle 

semi-physique d’Arya et Paris (1981) 

Ce modèle relie linéairement la distribution granulométrique d’un échantillon à sa 

distribution de taille de pores ou porosimétrie. Celle-ci est ainsi estimée à partir de la courbe 

granulométrique, qui est divisée en un nombre fini N de classes granulométriques. A la fraction 

granulométrique i (1 ≤ i ≤ N), définie par le nombre de particules Ni et par son grain moyen Ri, est 

associé un volume de pore considéré cylindrique et défini par son rayon ri et sa longueur li (volume 

de pore assimilé à un tube capillaire). L’indice des vides e est supposé identique pour toutes les 

classes granulométriques définies, et s’obtient expérimentalement via la mesure de la masse 

volumique sèche ρb (en g.cm -3 ) du matériau non-destructuré : 

 

 

où ρs est la masse volumique des particules (considérée égale à 2,65 g.cm -3 ). 

La longueur li est approximée en la considérant dans un premier temps égale à la longueur du 

pore passant le long d’un assemblage des Ni particules considérées sphériques. Ainsi, une première 

approximation grossière rend la longueur li égale à 2.Ni.Ri. Dans la réalité, les particules ne sont pas 

sphériques, et la taille des pores dépend de la forme des particules, de leur taille, de leur orientation 

(Arya et Paris, 1981). Chaque particule contribue donc à la longueur des pores d’une dimension plus 

importante que 2.Ri. Arya et Paris (1981) considère ainsi que le nombre total de particules 

considérées sphériques dans un sol naturel doit être augmenté d’un exposant α pour prendre en 

compte les irrégularités géométriques du milieu naturel. La longueur li associé au pore cylindrique de 

rayon ri s’exprime donc de la façon suivante : 

2. . 

où α est un facteur empirique lié à la tortuosité du milieu, égal à 1,38 (Arya et Paris, 1981). 

L’indice des vides e est considéré identique pour toutes les classes granulométriques 

définies: 

. 

où Vvi est le volume des vides correspondant à la classe granulométrique i et Vsi le volume 

occupé par les particules de la classe granulométrique i. 

En considérant un unique pore cylindrique par classe granulométrique, la relation 

précédente se développe : 

. . 4 

3 . . . 

En substituant li par l’expression définie plus haut, le rayon de chaque pore cylindrique ri peut 

s’exprimer à partir du rayon des grains moyens des classes granulométriques Ri : 

. 2 

3 . 

 

 

Le modèle est donc basé sur une relation linéaire entre la taille des pores ri et le rayon des 

grains Ri. 

165


Le rayon des pores est ensuite relié à la pression capillaire via l’équation de Laplace : 

 

2. . cos Θ 

. . 

où γ est la tension de surface de l’eau et Θ est l’angle de contact. 

La teneur en eau est obtenue quant à elle par le calcul du volume d’eau remplissant les pores 

associés aux fractions i : 

 

. 

 

où Vtot est le volume total d’un échantillon, défini par Vtot = ρb ∑Wi 

 

Cette expression suppose que les volumes de pores associés à chaque classe 

granulométrique sont progressivement accumulés et remplis d’eau, de la classe granulométrique la 

plus fine jusqu’à la classe la plus grossière. 

Haverkamp et al. (2007) mettent en avant les limites de la méthode d’Arya et Paris. Ce 

modèle a tout d’abord tendance à surestimer les teneurs en eau. Arya et Paris considèrent que la 

totalité de l’espace poral se sature en eau, et identifient donc la teneur en eau à saturation à la 

porosité. Or, la saturation en eau n’est jamais totale en réalité, du fait notamment de 

l’emprisonnement d’air dans le sol. Une deuxième limite provient du choix d’un paramètre α 

constant. Haverkamp et al. (Haverkamp et al., 2007) montrent que ce choix n’est pas approprié, du 

fait de la dépendance de ce paramètre à la fois au type de sol et à la teneur en eau. Enfin, une 

dernière limite concerne la non-prise en compte du phénomène d’hystérèse. Néanmoins, le modèle 

d’Arya et Paris est facilement applicable lorsque seule la distribution granulométrique d’un sol est 

disponible. Malgré les limites évoquées, ce modèle est le plus largement utilisé (Haverkamp et al., 

2007). 

I.4. Synthèse et choix méthodologiques 

La compréhension des écoulements dans la zone non-saturée d’un dépôt fluvioglaciaire à 

l’échelle mésoscopique requiert la connaissance des propriétés hydrodynamiques caractéristiques de 

chaque lithofaciès, à savoir les courbes de rétention capillaire et de conductivité hydraulique 

associées à chacun d’eux. Le terme d’hydrofaciès est préférentiellement utilisé afin de décrire les 

unités hydrogéologiques correspondant aux lithofaciès et pour lesquelles des propriétés 

hydrodynamiques supposées homogènes sont définies. Il ressort de cette étude bibliographique que 

les travaux menés jusqu’à présent n’ont porté que sur la caractérisation des propriétés 

hydrodynamiques de la zone saturée de dépôts fluvioglaciaires, à savoir la conductivité hydraulique 

saturée ou la porosité, afin de comprendre les écoulements dans les aquifères. Ces propriétés sont 

insuffisantes pour modéliser et comprendre les écoulements spécifiques à la zone non-saturée. 

La détermination des propriétés hydrodynamiques caractéristiques demande des méthodes 

de caractérisation d’une part adaptée à l’échelle considérée, c’est-à-dire l’échelle de l’hydrofaciès, et 

d’autre part prenant en compte les anisotropies générées par la structure sédimentaire en place. Les 

méthodes in situ sont donc les plus adaptées. Parmi ces méthodes, la méthode BEST (Lassabatère et 

al., 2006) permet de déterminer les courbes hydrodynamiques caractéristiques à partir d’essais 

d’infiltration par simple anneau à charge hydraulique nulle, ou essais Beerkan. Si les méthodes in situ 

ne peuvent être employées (si les lithofaciès sortent du champ d’applicabilité de la méthode par 

166


exemple), des modèles prédictifs sont alors être utilisés. Le modèle semi-physique d’Arya et Paris 

(1981) est ainsi basé sur une relation linéaire entre granulométrie et porosimétrie, et permet 

d’obtenir la courbe de rétention capillaire à partir de la distribution granulométrique d’un lithofaciès. 

L’objectif de ce chapitre est de déterminer des hydrofaciès caractéristiques du 

comportement hydrodynamique du dépôt fluvioglaciaire sous-jacent au bassin d’infiltration. Nous 

avons utilisé une approche similaire à l’approche d’analogues d’aquifère de Klingbeil et al. (1999). La 

méthode BEST a été testée sur les lithofaciès analogues des plaines d’épandage récentes, définis au 

Chapitre B. La représentativité des hydrofaciès ainsi caractérisés vis-à-vis du comportement 

hydrodynamique du dépôt de l’Est lyonnais a été évaluée. 

167




L’approche utilisée est une approche d’analogue d’aquifère similaire à celle de Klingbeil et al. 

(1999). Klingbeil et al. mesurent les propriétés hydrodynamiques de lithofaciès d’affleurements 

fluvioglaciaires quaternaires afin de modéliser les écoulements dans des dépôts analogues 

constituant l’aquifère de vallées alluviales. Dans le cadre de la thèse, les analogues étudiés sont des 

dépôts fluvioglaciaires récents, actuellement en sédimentation dans les plaines d’épandage décrites 

au Chapitre B. Au même titre que les affleurements de dépôts fluvioglaciaires quaternaires, les 

dépôts actuels présentent l’avantage d’un accès aisé aux lithofaciès. La présence de lithofaciès 

analogues en surface de plaines d’épandage fluvioglaciaire facilite ainsi la réalisation d’essai de 

caractérisation hydrodynamique. 

Au Chapitre B, nous avons évalué l’analogie entre les lithofaciès quaternaires de l’est 

lyonnais, caractérisés au niveau des parois d’excavations creusées dans le bassin DjR, et d’autres 

lithofaciès fluvioglaciaires de plaines d’épandage récentes. Nous avons montré que les lithofaciès 

fluvioglaciaires quaternaires et récents présentent une analogie en terme de granulométrie. 

L’analogie de mise en place (i.e. des mécanismes de transport et de sédimentation) permet de 

supposer que la stratification interne à chaque type de lithofaciès est également analogue à celle des 

lithofaciès de l’Est lyonnais. L’analogie sédimentaire justifie donc la réalisation d’essais de 

caractérisation hydrodynamique sur des lithofaciès actuels, afin d’extrapoler les propriétés 

caractérisées aux lithofaciès quaternaires. 

Phase de terrain 

Phase d’analyse 

Réalisation d’essais d’infiltration 

Beerkan sur les lithofaciès analogues 

de plaines d’épandage récentes 

Analyse préliminaire des essais d’infiltration 

validation de l’utilisation de la méthode BEST ? 

oui non 

Interprétation des essais d’infiltration 

par la méthode BEST 

Courbes de rétention capillaire et de 

conductivité hydraulique des hydrofaciès 

analogues 

Modèle stratigraphique en deux dimensions 

(interprétation de profils géophysiques, Ch. C) 

Figure 93 : méthodologie utilisée pour la détermination d’hydrofaciès modèles du dépôt fluvioglaciaire de 

l’Est lyonnais et l’évaluation du modèle hydrostratigraphique établie à partir de ces hydrofaciès. En bleu, le 

résultat de l’étude géophysique (Chapitre C). 

Au total, 18 échantillons de lithofaciès récents ont été retenus en tant que lithofaciès 

représentatifs de la formation fluvioglaciaire de l’Est lyonnais (Chapitre B). Les propriétés 

168 

Mesures TDR des variations de teneur 

en eau à 0, 0,5 et 1,15 m de profondeur 

suite à une infiltration d’eau 

Utilisation du modèle 

prédictif d’Arya et Paris 

Détermination des 

hydrofaciès 

représentatifs par 

comparaison des 

valeurs modélisées 

aux valeurs 


Modélisation avec Hydrus2D 

des écoulements non-saturés 

dans une section verticale 

passant par les sondes TDR 

Détermination des hydrofaciès modèles du dépôt fluvioglaciaire de l’Est lyonnais 

et évaluation du modèle hydrostratigraphique


hydrodynamiques de ces lithofaciès ont été caractérisées par des essais d’infiltration, ou par 

l’intermédiaire de modèles prédictifs (II.1.1). Les hydrofaciès traduisant le mieux le comportement 

hydrodynamique du dépôt de l’Est lyonnais ont été retenus en tant qu’hydrofaciès modèles de ce 

dépôt. La détermination de ces hydrofaciès a été effectuée par comparaison de profils hydriques 

mesurés expérimentalement dans la zone non-saturée du bassin DjR à des profils hydriques 

modélisés à partir d’un modèle hydrostratigraphique, établi à partir du modèle stratigraphique défini 

au Chapitre C et des propriétés hydrodynamiques estimées sur les hydrofaciès analogues (II.1.2). La 

Figure 93 synthétise la méthodologie, décrite ci-dessous. 

II.1.1. Caractérisation des propriétés hydrodynamiques d’hydrofaciès 

analogues 

Afin de caractériser les propriétés hydrodynamiques d’hydrofaciès analogues, des essais 

d’infiltration ont été réalisés sur les deux sandurs actuels décrits précédemment (Chapitre B). Il s’agit 

des plaines d’épandage fluvioglaciaire de la zone proglaciaire des Bossons (3 campagnes d’essais 

d’infiltration en septembre 2004, septembre 2005 et octobre 2006) et l’épandage fluvioglaciaire du 

Breidamerkurjökull (1 campagne d’essais d’infiltration en juillet 2005). Les essais d’infiltration 

réalisés sont des essais simple anneau à charge hydraulique nulle en surface, ou essais Beerkan 

(méthode décrite au II.2). Ces essais sont interprétés par la méthode BEST, décrite au I.3.1. En cas 

d’inapplicabilité de la méthode BEST, le modèle semi-physique d’Arya et Paris, décrit au I.3.2.b, a été 

utilisé. Les 47 lithofaciès de surface de plaines d’épandage actuelles, caractérisés au Chapitre B, ont 

été analysés. Seuls les résultats correspondant aux 18 échantillons analogues seront présentés. 

Les mesures réalisées sur ces deux plaines d’épandage ont été comparées à des mesures 

effectuées en surface du bassin DjR (1 campagne de mesure réalisée en octobre 2006). Ces mesures 

ne sont données qu’à titre indicatif, les lithofaciès de surface du bassin DjR étant perturbés par la 

présence dans la proche surface de sédiments fins urbains apportés par les eaux pluviales (cf 

Chapitre B, III.1.2.a.ii). Les mesures dans le bassin DjR ont été réalisées après avoir ôté les premiers 

centimètres. 

Les lithofaciès étudiés ont été nommés en fonction des campagnes d’essai, de la façon 

suivante : βX-BY, où β fait référence au site étudié (B pour Bossons, I pour Islande, et DjR pour la 

surface du bassin d’infiltration), X correspond à l’année (04, 05 ou 06), et Y est le numéro de l’essai. 

II.1.2. Détermination des hydrofaciès modèles du dépôt fluvioglaciaire 

et évaluation du modèle hydrostratigraphique 

Parmi les hydrofaciès caractérisés sur les plaines d’épandage récentes, il est nécessaire de 

déterminer ceux qui décrivent le mieux le comportement hydrodynamique des hydrofaciès du dépôt 

fluvioglaciaire sous-jacent au bassin d’infiltration DjR. 

L’interprétation des profils géophysiques acquis autour du puits de mesures expérimentales 

de la zone C du bassin DjR a permis de proposer des modèles stratigraphiques du dépôt 

fluvioglaciaire dans les zones nord et ouest, instrumentées pour la mesure de la teneur en eau à 

plusieurs profondeurs (Figure 94). Ces modèles ont été validés au Chapitre C. Nous ne considérerons 

par la suite que le modèle stratigraphique de la zone nord. Les teneurs volumiques en eau sont 

mesurées à partir du puits expérimental par méthode de réflectométrie dans le domaine temporel, 

ou méthode TDR (Time Domain Reflectometry) 4 . 

4 La méthode TDR consiste à envoyer une impulsion électromagnétique le long d’un guide d'ondes constitué 

généralement de deux tiges métalliques de longueur connue insérées dans le sol à investiguer, et à mesurer le 

temps de retour des ondes réfléchies en bout de tiges, appelé temps de transit (méthode analogue à celle du 

169


Figure 94 : localisation du puits de mesures expérimentales dans le bassin d’infiltration, et position des 

sondes TDR dans les zones nord (TDR1, TDR2 et TDR3) et ouest (TDR4, TDR5, TDR6) 

D’une part, l’infiltration d’eau à la verticale des sondes TDR permet de mesurer les variations 

de teneurs volumiques en eau suite à la propagation du front d’infiltration. D’autre part, l’affectation 

de propriétés hydrodynamiques aux lithofaciès constitutifs des modèles stratigraphiques permet de 

modéliser les écoulements non-saturés au niveau de la zone nord, et donc les variations de teneur en 

eau aux profondeurs des sondes TDR. 

Les hydrofaciès représentatifs du comportement hydrodynamique de la zone non-saturée du 

bassin DjR ont été déterminés de telle sorte que les variations de teneurs en eau modélisées 

approximent au mieux les teneurs en eau mesurées expérimentalement. 

La phase de calage du modèle hydrostratigraphique a consisté à déterminer les hydrofaciès 

permettant d’approcher au mieux le profil hydrique mesuré après une période de drainage de 20 

jours sans précipitations. Le choix de ce profil hydrique a été fait afin de disposer de teneurs en eau 

en période de temps sec, correspondant à un état d’équilibre hydrique du dépôt fluvioglaciaire 

(teneurs en eau stables). 

radar géologique). A partir de la longueur l des tiges et du temps de transit t, la constante diélectrique εr du sol 

peut être estimée via la relation suivante, où c est la vitesse de propagation des ondes dans le milieu investigué 

et c0 = 3.10 8 m.s -1 est la vitesse de propagation dans l’air : 

 

. 

. 

. La constante diélectrique est 

ensuite reliée à la teneur volumique en eau par la formule de Topp et al. (1980) : 

5,3. 10 2,92. 10 . 5,5. 10 . 4,3. 10 . 

170


Le modèle hydrostratigraphique ainsi établi a ensuite été évalué, par comparaison des 

variations des teneurs en eau modélisées et mesurées au cours de deux essais d’infiltration (essais 

présenté au II.2.1), réalisées en conditions initiales sèches (essai DjR-N1), correspondant au profil 

hydrique utilisé pour le calage du modèle hydrostratigraphique, et en conditions initiales humides 

(essai DjR-N2). Les teneurs en eau ont été mesurées pendant la phase d’infiltration et 24 heures 

après la phase de drainage qui a suivi. 

II.2. Caractérisation hydrodynamique des lithofaciès par essais Beerkan et 

méthode BEST 

La Figure 95 illustre la réalisation d’un essai Beerkan. Cet essai consiste à infiltrer 

successivement des volumes d’eau dans un anneau cylindrique enfoncé de quelques milimètres dans 

le sol, et de mesurer le temps nécessaire à l’infiltration de chacun des volumes versés dans l’anneau. 

Un volume d’eau est versé immédiatement après la fin de l’infiltration du volume d’eau précédent. 

Cet essai fournit un ensemble de points expérimentaux correspondant aux volumes d’eau cumulés 

infiltrés dans l’anneau en fonction du temps V(t), ou la lame d’eau infiltrée cumulée I(t) en fonction 

du temps par division des volumes par la section de l’anneau. Des volumes d’eau sont infiltrés 

jusqu’à ce que le taux d’infiltration atteigne un régime permanent. Les points expérimentaux 

décrivent ainsi le régime transitoire et le régime permanent de l’infiltration. 

Avant la réalisation de l’essai, un volume de sol est prélevé afin de réaliser une analyse 

granulométrique par tamisage mécanique (norme NF P94-056). 

Une mesure de la masse volumique sèche du sol est également réalisée. Cette mesure peut 

s’effectuer par enfoncement d’un cylindre de dimensions connues dans le sol (mesure de la masse 

volumique en place par cylindre calibré, norme NF X31-501). Le volume prélevé, correspondant au 

volume interne du cylindre, est pesé après séchage à l’étuve. Une autre méthode consiste à prélever 

un volume de sol, dont la masse est mesurée après séchage, puis à couvrir les parois du trou effectué 

avec un plastique, et de mesurer avec une éprouvette graduée le volume d’eau nécessaire pour 

remplir le trou (méthode analogue à la méthode au sable, norme NF P94-061-3). Cette dernière 

méthode est notamment adaptée pour les sols les plus grossiers, nécessitant un volume 

représentatif plus grand. 

Enfin, un dernier prélèvement pour la mesure de la teneur en eau initiale est effectué. Pour 

éviter un trop grand nombre d’échantillons, la mesure de teneur en eau peut se faire sur les 

échantillons prélevés pour la granulométrie ou la mesure de la masse volumique sèche. 

Les volumes d’eau à infiltrer sont préparés à proximité de l’emplacement de l’anneau. Des 

volumes plus faibles sont utilisés pour les premiers points de mesure, de façon à caractériser du 

mieux possible le régime transitoire. 

L’anneau est enfoncé de quelques millimètres dans le sol, afin de limiter les fuites latérales 

sous l’anneau. Dans le cas d’un sol grossier (fraction élevée en graviers), un joint à la bentonite 

humidifiée est placé sur le pourtour extérieur de l’anneau, afin de limiter les flux latéraux (Figure 

95c). L’emplacement est choisi le plus plat et horizontal possible. Si ce n’est pas le cas, un nivelage à 

la pelle ou à la truelle est réalisé. 

A la fin de l’essai, immédiatement après la fin de l’infiltration du dernier volume, on prélève 

au centre de l’anneau un volume de sol pour la mesure de la teneur en eau finale. 

171


Figure 95 : réalisation d’un essai Beerkan (a), et matériel requis pour cet essai (b). Les volumes d’eau 

contenus dans les verres en plastique sont successivement infiltrés dans l’anneau cylindrique enfoncé de 

quelques millimètres dans le sol. Le temps nécessaire à l’infiltration de chacun des volumes est mesuré. Pour 

limiter les fuites latérales sur des lithofaciès à granulométrie grossière, un joint à la bentonite humidifiée 

peut être mis en place sur le pourtour de l’anneau (c). 

Cet essai est interprété par l’intermédiaire de la méthode BEST. L’expression analytique de 

l’infiltration cumulée tridimensionnelle axisymétrique de Haverkamp et al. (1994) est ajustée sur les 

points expérimentaux correspondant au régime transitoire de l’essai d’infiltration, afin d’estimer les 

variations de conductivité hydraulique et de sorptivité au cours de l’essai. Le paramètre d’échelle hg 

est estimé à partir de la relation liant la sorptivité aux paramètres d’échelle Ks, θs et hg (Haverkamp et 

al., 2007). L’algorithme de la méthode est décrit aux Figure 93 et Figure 95. Le code de calcul utilisé 

(écrit sous Matcad) a été développé au laboratoire des Sciences de l’Environnement par L. 

Lassabatère et R. Angulo-Jaramillo. La Figure 96 montre un exemple d’ajustement des courbes 

d’infiltration et de flux infiltré aux régimes permanent et transitoire. Lorsque l’erreur relative de 

l’ajustement par rapport aux données expérimentales est trop importante, l’essai d’infiltration n’est 

pas considéré comme exploitable. 

Figure 96 : exemple de résultat fourni par un essai Beerkan (points expérimentaux en bleu) et de 

l’ajustement des modèles de courbes d’infiltration au régime transitoire (courbe noire) et permanent 

(courbe rouge). a) Courbe d’infiltration cumulée en fonction du temps, exprimée en volume par unité de 

surface. b) Flux infiltré en fonction du temps. 

172


II.2.1. Mesure des variations de teneurs en eau dans le dépôt 


II.2.1.a. Mise en place des sondes TDR 

Le puits de mesures expérimentales situé dans la zone C du bassin DjR permet de suivre 

l’évolution de la teneur en eau par mesures TDR en surface et à deux profondeurs (0,5m et 1,15m de 

profondeur), dans les zones nord et ouest (Figure 94). Les sondes placées en profondeur sont 

insérées en bout des tubes PVC subhorizontaux foncés par méthode ODEX dans le dépôt 

fluvioglaciaire (pas de déstructuration du dépôt) à une distance de 2 m du puits de mesure (Winiarski 

et al., 2004). Le dispositif de mesure est présenté sur la Figure 97. Le bout des tubes est constitué 

d’un manchon de sables graveleux, constitué à partir du tamisat à 5mm du dépôt fluvioglaciaire 

prélevé lors de la mise en place des tubes PVC. L’utilisation d’un matériau tamisé permet d’assurer 

un meilleur contact entre les électrodes des sondes TDR et le dépôt fluvioglaciaire. Avant la mise en 

place des sondes, les manchons ont préalablement été restructurés par compactage, afin d’assurer 

un contact sur toute la longueur des électrodes. Le placement des sondes TDR en bout de tube a été 

réalisé de telle sorte que les électrodes soient entièrement situées hors des tubes PVC. Pour faciliter 

la mise en place de l’instrumentation TDR, des tuyaux de prolongation ont été adaptés au corps des 

sondes. 

Les sondes TDR utilisées sont des sondes TRIME EZ de la société IMKO GmbH (Ettlingen, 

Allemagne). Ces sondes ont préalablement été étalonnées par la société IMKO. Cet étalonnage a été 

vérifié en laboratoire. Les électrodes des sondes font 16 cm de long. La précision des mesures est de 

+/- 1 % (respectivement +/- 2 %) entre 0 et 40 % de teneur volumique en eau (respectivement pour 

des teneurs en eau supérieures à 40 %). L’acquisition est assurée par un data logger IMKO TRIME- 

Logger, piloté par le logiciel TrimeLog installé sur un ordinateur portable (paramétrage du datalogger, 

recueil des données enregistrées sur le logger). Le pas de temps pour l’acquisition est de 1 

min. Les mesures de teneurs en eau sont effectuées simultanément par les six sondes. Chaque 

mesure dure 20 s. La capacité de stockage du data-logger permet de réaliser des mesures sur 

plusieurs semaines consécutives. 

Figure 97 : schéma du dispositif de mesure installé dans le puits expérimental, lors d’un essai d’infiltration en 

surface du bassin 

II.2.1.b. Essais d’infiltrations 

Afin de mesurer les variations de teneur en eau consécutives à la propagation d’un front 

d’infiltration avec une condition limite en surface contrôlée, un dispositif d’infiltration d’eau à partir 

d’un cylindre placé en surface du bassin a été mis en place dans les zones nord et ouest de puits de 

mesure (Métral, 2002; Vacherie, 2003). 

173


Figure 98 : a) puits de mesure et cylindre d’infiltration situé dans la zone nord. b) A l’intérieur du puits, 

positionnement des sondes TDR, placées en bout des tubes de prolongation, dans le manchon de tamisat à 

5mm en bout des tubes PVC. c) Enfoncement du cylindre d’infiltration de 2 à 5 cm dans le dépôt 

fluvioglaciaire, et joint à la bentonite humidifiée sur le pourtour afin de limiter les fuites latérales. d) 

Plaquage d’un plastique sur le fond et les parois du cylindre, et remplissage du cylindre par un volume d’eau 

connu, mesuré au débitmètre. e) A t=0, le plastique est fendu à l’aide d’un cutter, et est retiré pour laisser 

l’eau s’infiltrer. f) Mesure de la variation de teneur en eau en surface lors de l’infiltration. 

Le cylindre d’infiltration, d’un diamètre de 1m et d’une hauteur de 50 cm, est placé de telle 

sorte que le centre du cylindre soit situé à la verticale des sondes TDR (Figure 97). Le cylindre est 

enfoncé de 2 à 3 cm dans la formation fluvioglaciaire après excavation à la pioche et à la truelle d’un 

« anneau » correspondant au périmètre du cylindre. L’excavation est comblée à l’intérieur du 

cylindre par du matériau excavé. Un joint à la bentonite (préalablement humidifiée) est réalisé sur le 

pourtour extérieur du cylindre, de façon à limiter les fuites latérales. 

Un essai d’infiltration type est présenté sur la Figure 98. Le fond et les parois du cylindre sont 

tapissés par un plastique, dans lequel un volume d’eau initial est versé. L’infiltration débute à t = 0 

min, lorsque le plastique est tranché à l’aide d’un cutter. Une charge hydraulique constante est 

maintenue pendant 60 minutes. A t = 60 min, l’alimentation en eau est coupée, et les hauteurs d’eau 

174


sont mesurées toutes les minutes jusqu’à l’infiltration totale du volume d’eau contenu dans le 

cylindre. Les mesures de teneurs en eau se poursuivent au moins 24 h après la fin de l’infiltration. 

II.2.2. Modélisation des écoulements en zone non-saturée 

La modélisation des écoulements dans la zone non-saturée a été effectuée avec le logiciel 

Hydrus2D (Simunek et al., 1999). Les données d’entrée sont les paramètres de forme et d’échelle de 

l’équation de rétention et de conductivité de van Genuchten avec les conditions de Mualem (m=1- 

1/n). Il est donc nécessaire dans un premier temps d’ajuster les paramètres estimés à partir de la 

méthode BEST ou du modèle d’Arya et Paris, afin qu’ils correspondent aux données d’entrée 

d’Hydrus2D (II.2.2.a). Le modèle hydrostratigraphique d’entrée peut ensuite être construit sous 

Hydrus2D, à partir des modèles stratigraphiques obtenus au Chapitre C, des propriétés 

hydrodynamiques des hydrofaciès et des conditions aux limites correspondant aux deux phases de 

mesures décrites plus haut (II.2.2.b). Les hydrofaciès analogues décrivant le mieux le comportement 

hydrodynamique du dépôt fluvioglaciaire sous-jacent au bassin d’infiltration DjR ont alors été 

déterminés. 

II.2.2.a. Détermination des paramètres d’entrée d’Hydrus 

La modélisation des écoulements non-saturés avec le logiciel Hydrus2D requiert la 

connaissance des paramètres de forme et d’échelle du modèle de courbe de rétention capillaire de 

van Genuchten avec condition de Mualem (m = 1 – 1/n). Or, la méthode BEST impose la condition de 

Burdine, soit m = 1 – 2/n. Il est donc nécessaire de déterminer les paramètres de forme et d’échelle 

appropriés aux entrées d’Hydrus2D. Cette détermination a été effectuée avec le logiciel libre RETC 

(Hollenbeck et al., 2000) développé par l’USSL (United States Salinity Laboratory, Riverside, USA) 

Ce logiciel est basé sur une méthode itérative consistant à minimiser la fonction définie par le 

carré du résiduel pondéré, défini par la somme des différences entre les données expérimentales et 

les données du modèle défini par ses paramètres d’ajustement (méthode des moindres carrés). 

L’optimisation porte à la fois sur les paramètres de forme et d’échelle des courbes de rétention 

capillaire et de conductivité hydraulique. 

La détermination des paramètres s’est déroulée en deux temps. Tout d’abord, le paramètre 

d’échelle θr est considéré nul (hypothèse formulée dans la méthode BEST). Les paramètres de forme 

n et d’échelle hg sont alors optimisés par le logiciel RETC. Un ajustement du seul paramètre de forme 

n entraîne un résiduel pondéré trop élevé. Dans un deuxième temps, la teneur en eau résiduelle est 

considérée non-nulle. Ce choix permet de disposer de données d’entrée plus réalistes pour la 

modélisation sous Hydrus (Cazalets, 2007; Goutaland et al., 2007). 

Tableau 20 : paramètres d’entrée d’Hydrus2D, et méthode d’estimation associée 

Paramètres d’entrée θr θs hg n Ks 

Estimation θr = 0 puis RETC BEST BEST puis RETC BEST puis RETC BEST 

II.2.2.b. Modélisation des écoulements 

La modélisation des écoulements a été réalisée avec le logiciel Hydrus2D, version 2.006 

(Simunek et al., 1999). Ce logiciel, développé par l’Agricultural Research Service de l’USDA (United 

States Department of Agriculture, Riverside, USA) en collaboration avec l’IGWMC (International 

Ground Water Modeling Center), permet la modélisation numérique d’écoulements bidimensionnels 

en milieu poreux variablement saturé (résolution numérique par la méthode des éléments finis de 

l’équation de Richards). Ce modèle est notamment adapté à la modélisation de milieu poreux 

multicouche. 

175


Figure 99 : a) modèle stratigraphique de la zone Nord à la verticale des sondes TDR, défini après 

interprétation des profils géophysiques. b) Domaine modélisé correspondant à la zone réduite de 4,5 m x 3 

m entourée en rouge sur la figure a. c) Conditions aux limites imposées au domaine modélisé. 

La modélisation a été réalisée dans un domaine correspondant à une zone réduite de 4,5 m 

de large et de 3 m de profondeur délimitée sur la Figure 99. Cette zone est centrée sur le cylindre 

d’infiltration placé en surface du bassin. Elle regroupe l’ensemble des hydrofaciès caractérisés dans 

le dépôt fluvioglaciaire étudié. La discrétisation (18000 mailles triangulaires) a été effectuée de façon 

à obtenir le meilleur compromis entre temps de calcul et précision des résultats. 

Concernant les conditions limites choisies (Figure 99c), une condition de drainage libre a été 

fixée à la limite inférieure du modèle (gradient hydraulique vertical unitaire). Les limites latérales ont 

été considérées comme des surfaces de suintement (seepage faces), de façon à s’affranchir d’une 

accumulation d’eau non réaliste en bordure de domaine, en permettant les écoulements latéraux en 

cas de saturation du dépôt en bordure du domaine. De plus, nous avons principalement étudié les 

écoulements dans la partie centrale du domaine, afin de limiter l’influence de la condition de 

suintement sur les valeurs de teneur en eau et de pression capillaire. En surface, la zone ne 

correspondant pas au diamètre interne du cylindre est soumise à un flux d’évaporation constant de 

2,6 mm.j -1 . La partie interne du cylindre est soumise à un flux d’évaporation de 2,6 mm.j -1 lors de la 

phase de drainage, et à un flux imposé lors de la phase d’alimentation en eau, correspondant au 

débit d’eau versé par unité de surface mesuré lors de l’essai d’infiltration. Pendant la phase 

d’infiltration du volume résiduel (phase suivant l’arrêt de l’alimentation en eau, et correspondant à la 

durée nécessaire à l’infiltration totale du volume d’eau contenu dans le cylindre), le flux mesuré au 

bout d’une heure est appliqué (flux supposé constant jusqu’à la disparition de la lame d’eau dans le 

cylindre). La partie interne du cylindre est à nouveau soumise à un flux d’évaporation de 2,6 mm.j -1 

lors de la phase de drainage consécutive. 

En ce qui concerne la phase de calage du modèle hydrostratigraphique sur un profil hydrique 

à l’équilibre, les conditions initiales correspondent à une saturation complète du milieu. Le domaine 

est seulement soumis à un flux d’évaporation en surface. Les conditions de drainage libre et de 

suintement autorisent la désaturation du milieu. La durée totale de la modélisation est de 600000 s, 

soit près de 7 jours. Cette durée s’est montrée suffisante pour approcher le profil hydrique mesuré 

après 20 jours sans précipitations. 

176


En ce qui concerne la modélisation des essais d’infiltration, un drainage à partir d’une 

saturation totale a été modélisé sur une durée permettant d’atteindre un état de saturation proche 

de l’état de saturation initial mesuré avant réalisation des essais. Les mesures du débit d’eau versé 

pour maintenir une charge constante lors de l’essai, ramené à un flux par unité de surface, ont été 

utilisées pour imposer la condition limite dans la partie supérieure centrale du domaine. La phase 

d’infiltration dure une heure, et le domaine n’est à nouveau soumis qu’à un flux d’évaporation 

pendant 26 heures. 

Notons que nous ne présenterons dans ce chapitre que les valeurs modélisées aux points de 

mesure de la teneur en eau par sondes TDR. Les champs de teneur en eau et de pression capillaire 

seront présentés au Chapitre E, portant sur l’effet de l’hétérogénéité hydrodynamique sur les 

écoulements dans la zone non-saturée. 

177


III. Résultats et discussions 

III.1. Analyse préliminaire des essais d’infiltration 

Figure 100 : courbes expérimentales d’infiltration cumulée en fonction du temps mesurées sur les lithofaciès 

analogues représentatifs des lithofaciès fluvioglaciaires de l’Est lyonnais et sur des lithofaciès de surface du 

bassin DjR, et domaines de variation des courbes pour chaque type de lithofaciès. Les codes des échantillons 

font référence aux campagnes de mesure : B04 = Bossons 2004, B05 = Bossons 2005, B06 = Bossons 2006, I05 

= Islande 2005, et DjR06 = bassin DjR 2006. 

La Figure 100 représente les courbes expérimentales d’infiltration mesurées par essais 

Beerkan sur les lithofaciès analogues des plaines d’épandage fluvioglaciaire actuelles (17 mesures). 

Elles ont été comparées à des mesures réalisées en surface du bassin DjR (4 mesures). Sur la Figure 

101, les estimations des conductivités hydrauliques saturées Ks par la méthode BEST sont comparées 

aux valeurs de la littérature (Jussel et al., 1994; Anderson et al., 1999; Bersezio et al., 1999; Klingbeil 

et al., 1999; Heinz et al., 2003; Kostic et al., 2005), ainsi qu’aux modèles d’estimation prédictifs 

présentés au I.3.2.a. 

Les lithofaciès Gcm sont ceux pour lesquels le volume infiltré par unité de temps est le plus 

faible en régime permanent. Ceci s’explique par leur distribution très hétérométrique, des sables fins 

aux graviers grossiers, conduisant à une plus faible porosité que les autres lithofaciès et une 

conductivité hydraulique plus faible à saturation (correspondant au régime permanent). Les 

estimations de Ks par méthode BEST sont en effet parmi les plus faibles (Figure 101), et sont 

inférieures à 1,5.10 -4 m.s -1 . Ces estimations sont acceptables au regard des valeurs de la littérature 

concernant le même lithofaciès (valeurs de la littérature très variables, du fait de la variabilité de la 

composition granulométrique de ce type de lithofaciès). Elles correspondent toutefois aux 

estimations les plus basses. Le faible nombre d’échantillons Gcm étudiés rend cependant les mesures 

moins représentatives, ce qui peut expliquer l’étalement plus faible des valeurs de Ks par rapport aux 

valeurs de la littérature, ou à celles correspondant aux lithofaciès Gcm,b, pour lequel un nombre plus 

178


important d’échantillons a été étudié. Les plus faibles volumes infiltrés par unité de temps lors de la 

mesure en surface du bassin DjR (DjR06-B4) sont attribués à la présence de sédiments urbains 

influençant la conductivité hydraulique du lithofaciès. 

Hormis les lithofaciès de graviers sans matrice, les sables sont les lithofaciès qui infiltrent en 

moyenne le plus large volume d’eau par unité de temps en régime permanent (les lithofaciès Gcm,b 

couvrent une plus large gamme de volumes infiltrés cumulés, dont notamment des volumes cumulés 

plus faibles). Les lithofaciès sableux correspondent à des sables bien classés, à faible proportion en 

particules argileuses et silteuses. Ces sables propres ont donc une conductivité hydraulique plus 

élevée que celle des graviers sableux hétérométriques en régime permanent. Les estimations de Ks 

par méthode BEST varient de 5,1.10 -5 à 9,8.10 -4 m.s-1 (Figure 101), et sont en effet plus élevées en 

moyenne que les estimations concernant le lithofaciès Gcm. 

Les variations des estimations de Ks des lithofaciès Gcm,b couvrent deux ordres de grandeur 

(les Ks varient entre 1,2.10 -5 et 8,9.10 -4 m.s -1 ; Figure 101). Cet étalement explique celui des courbes 

d’infiltration i(t) de la Figure 100 en régime permanent. La gamme de variations recouvre 

notamment celle des sables. On peut supposer que les écoulements s’effectuent via la matrice 

sableuse plus ou moins abondante de ces lithofaciès aux faibles pressions capillaires. La présence 

d’éléments grossiers, majoritaires dans ce lithofaciès, induit cependant une porosité plus faible que 

celle des sables, ainsi qu’une augmentation de la tortuosité de l’écoulement. Les graviers peuvent 

également engendrer des macroporosités, pouvant expliquer les valeurs les plus élevées de 

conductivité hydraulique saturée. Les échantillons de surface du bassin DjR sont ceux qui infiltrent le 

plus faible volume par unité de temps, ce qui peut être attribué à la présence de sédiments fins 

urbains limitant la conductivité hydraulique. 

En ce qui concerne les lithofaciès de graviers sans matrice, les volumes infiltrés par unité de 

temps sont les plus importants, ce qui s’explique par la nature macroporeuse de ce lithofaciès. Le 

régime transitoire n’est pas apparent sur les courbes, ce qui traduit une absence d’effet capillaire et 

un écoulement gravitaire à travers les pores grossiers dès le début des essais d’infiltration. Le régime 

permanent atteint ne correspond pas cependant à un état de saturation du sol. Les volumes infiltrés 

lors de l’essai ne sont en effet pas suffisants pour saturer les macropores de ce lithofaciès, le débit 

d’eau versé dans l’anneau étant plus faible que le volume infiltrable par unité de temps par les 

macropores. La courbe i(t) obtenue sur ces lithofaciès correspond donc au débit d’eau versée dans 

l’anneau Beerkan. Le régime permanent atteint correspond à un état partiellement saturé du milieu, 

ce qui entraîne une sous-estimation de la conductivité hydraulique saturée de ce lithofaciès par 

rapport aux valeurs de la littérature. Les conductivités hydrauliques saturées sont en effet estimées à 

des valeurs inférieures à 10 -3 m.s -1 , alors que les valeurs issues de la littérature sont supérieures à 10 - 

2 m.s -1 (Figure 101). 

A cette limite d’ordre expérimental s’ajoute une limite physique. La méthode BEST 

présuppose la présence de forces capillaires contrôlant majoritairement les écoulements en régime 

transitoire, afin d’utiliser pour ajuster les courbes d’infiltration la solution analytique à l’équation de 

l’écoulement en zone non-saturée pour une infiltration tridimensionnelle et axi-symétrique établie 

par Haverkamp et al. (1994). L’écoulement essentiellement gravitaire dans les macropores des 

graviers sans matrice ne permet donc pas d’utiliser la méthode BEST. Pour ce type de lithofaciès, les 

propriétés hydrodynamiques ont donc été estimées par le modèle semi-physique d’Arya et Paris. Les 

résultats sont présentés au III.2.2. Notons que le modèle prédictif de Kozeny-Carman fournit des 

valeurs de conductivité hydraulique saturée acceptables au regard des valeurs de la littérature. 

179


Figure 101 : comparaison des estimations de conductivité hydraulique saturée des hydrofaciès S-x, Gcx,o, 

Gcm et Gcm,b par la méthode BEST et la relation de Kozeny-Carman (calcul avec le dixième percentile, et 

avec l’expresssion de Kozeny-Carman) avec des valeurs issues de la littérature (Jussel et al., 1994; Anderson 

et al., 1999; Bersezio et al., 1999; Klingbeil et al., 1999; Heinz et al., 2003; Kostic et al., 2005) 

En ce qui concerne les lithofaciès sableux et de graviers sans matrice, la présence d’une 

fraction sableuse plus ou moins importante induit des forces capillaires non négligeables lors du 

régime transitoire des courbes d’infiltration. Les écoulements dans ces lithofaciès suivent l’équation 

de l’écoulement en milieu poreux non-saturé, et il est possible d’ajuster la solution analytique de 

Haverkamp et al. (1994) sur le régime transitoire des courbes d’infiltration cumulée. De plus, les 

conductivités hydrauliques saturées estimées par la méthode BEST sont en accord avec les valeurs 

issues de la littérature, ainsi qu’avec les estimations par le modèle de Kozeny Carmann, ce qui 

permet de valider la méthode BEST pour l’estimation des conductivités hydrauliques saturées pour 

ces trois lithofaciès. La méthode BEST a donc été appliquées à ces trois types de lithofaciès. Les 

résultats sont présentés au III.2. 

Notons que par la suite nous utiliserons de façon indifférenciée les termes lithofaciès et 

hydrofaciès, afin de décrire les unités hydrogéologiques correspondant aux lithofaciès auxquels 

sont affectées des propriétés hydrodynamiques homogènes. Nous conserverons les codes utilisés 

pour décrire les lithofaciès. 

III.2. Estimation des propriétés hydrodynamiques des hydrofaciès 

III.2.1. Cas des hydrofaciès sableux et à matrice sableuse 

Les courbes de rétention capillaire et de conductivité hydraulique des échantillons 

représentatifs des lithofaciès S-x, Gcm et Gcm,b sont représentés sur les Figure 102a et b. Les 

mesures effectuées sur quatre lithofaciès (B06-B6, I05-B2, I05-B9 et DjR06-B4) n’ont pas pu être 

exploitées (les données non-exploitables correspondent à des erreurs relatives trop importantes de 

l’ajustement de la solution analytique de Haverkamp et al. (1994) sur les courbes expérimentales 

d’infiltration cumulée). Au total, 6 échantillons représentatifs du lithofaciès S-x, 8 du lithofaciès 

Gcm,b et 2 du lithofaciès Gcm ont été retenus (Tableau 21). 

180


Tableau 21 : lithofaciès retenus après application des seuils de tolérance sur l’ajustement 

Lithofaciès Sites Echantillons Nombre 


S-x 

Bossons 2006 

Islande 2005 

B06-B20 

I05-B3, I05-B4, I05-B8 

6 

DjR 2006 DjR06-B6 


Gcm,b 

Bossons 2006 

Islande 2005 

B06-B10, B06-B11, 

B06-B12 

I05-B2 

8 

DjR 2006 

DjR06-B7, DjR06-B8, 

DjR06-B9 

Gcm 

Bossons 2006 

Islande 2005 

B06-B18 

I05-B7 

2 

Total 16 

Une première remarque concerne la variabilité du comportement hydrodynamique de 

chaque hydrofaciès. Cette variabilité confirme l’hétérogénéité des propriétés hydrodynamiques 

constatées à partir de l’analyse des estimations des valeurs de conductivité hydraulique de la 

littérature (Figure 101). Ce constat confirme également les résultats de Heinz et Aigner (2003b), qui 

proposent une subdivision des lithofaciès en plusieurs hydrofaciès, dépendant des caractéristiques 

texturales des lithofaciès. Les caractéristiques structurales, correspondant aux stratifications internes 

aux hydrofaciès, notamment sableux, peuvent également influer sur la variabilité des propriétés 

hydrodynamiques, au même titre que le phénomène d’hystérésis, non pris en compte. L’analogie 

sédimentaire, réduite dans le cadre de ce travail à une analogie de granulométrie entre lithofaciès, 

n’engendre donc pas une analogie stricte d’hydrofaciès entre les différents sites d’études. Il n’existe 

pas de relation univoque entre lithofaciès et hydrofaciès. Cependant, l’analyse des courbes 

caractéristiques de rétention et de conductivité permet de décrire le comportement 

hydrodynamique "moyen" de chaque type d’hydrofaciès. 

Les hydrofaciès S-x ont une porosité plus élevée que les hydrofaciès Gcm et Gcm,b, ce qui 

engendre une teneur en eau à saturation plus forte en moyenne (Figure 102a). A saturation, les 

sables sont les lithofaciès les plus conducteurs en moyenne, avec les graviers sableux bimodaux. La 

rétention capillaire des sables est la moins forte (pression d’entrée d’air la plus faible en moyenne). 

Le bon classement granulométrique des hydrofaciès sableux, majoritairement composés de sables 

moyens, par rapport aux graviers sableux plus hétérométriques ( granulométrie variant des graviers 

aux sables fins), et où des microporosités plus fines que celles des sables peuvent être présentes, 

peut expliquer ces différences. Les conductivités hydrauliques des hydrofaciès sableux sont variables 

aux pressions capillaires les plus faibles (Figure 102b). Un hydrofaciès s’individualise des autres par 

une chute de la conductivité hydraulique à partir d’une pression d’entrée d’air de -10 mm. Il s’agit de 

l’hydrofaciès de surface du bassin DjR. Ce comportement hydrodynamique particulier peut 

s’expliquer par une déstructuration importante de cet hydrofaciès, due à une fréquentation humaine 

ayant engendré un remaniement superficiel (mesure effectuée à proximité du puits de mesure). 

L’évolution de la conductivité hydraulique des hydrofaciès Gcm,b est similaire à celle des 

sables (Figure 102d). Ceci peut s’expliquer par une conductivité hydraulique aux faibles pressions 

capillaires principalement contrôlée par la matrice sableuse de cet hydrofaciès. Le mode sableux de 

l’hydrofaciès Gcm,b est en effet centré sur un grain moyen identique à celui de l’hydrofaciès S-x (cf 

Chapitre B, III.1.1.). La gamme de variations des conductivités hydrauliques à saturation est 

cependant plus étendue. La présence de graviers plus ou moins abondante (fraction variable en 

graviers, de 70 % à 85 %, cf Chapitre B) peut expliquer cette variabilité. Les macroporosités 

181


engendrées par ces graviers peuvent contribuer aux conductivités hydrauliques les plus élevées à 

saturation. Les teneurs en eau à saturation sont les plus faibles (Figure 102c), hormis un hydrofaciès 

qui s’individualise des autres par une teneur en eau saturée supérieure à 30 %. Cette valeur élevée 

peut s’expliquer par une mauvaise estimation expérimentale (la teneur en eau est assimilée à la 

porosité, estimée à partir d’une estimation de la masse volumique sèche). L’hydrofaciès Gcm 

s’interprète quant à lui comme un dépôt massif hétérométrique, le dépôt des sables et des graviers 

se faisant en une seule phase, contrairement à l’hydrofaciès Gcm,b. La distribution granulométrique 

est donc plus étalée (présence de sables fins notamment). Cette différence de distribution 

granulométrique, et donc de porosimétrie, explique ainsi la rétention capillaire plus élevée de 

l’hydrofaciès Gcm proche de la saturation (Figure 102e). L’étalement granulométrique engendre 

également une tortuosité plus élevée de l’écoulement dans cet hydrofaciès. Sa conductivité 

hydraulique saturée est donc plus faible en moyenne que les autres hydrofaciès (Figure 102f). 

Figure 102 : courbes de rétention capillaire (a, c, e) et courbes de conductivité hydraulique en fonction de la 

pression capillaire (b, d, f) respectivement des hydrofaciès S-x, Gcm,b et Gcm, représentatifs du dépôt de 

l’Est lyonnais. 

182


III.2.2. Cas des graviers sans matrice 

La courbe de rétention capillaire des graviers sans matrice a été obtenue par le modèle 

d’Arya et Paris (1981), décrit au I.3.2.b. Un des paramètres d’entrée de ce modèle est la porosité. 

Celle-ci a été estimée à partir de valeurs de la littérature, confrontées aux estimations effectuées sur 

des lithofaciès récents. Une valeur de 0,36 (Klingbeil et al., 1999) a été retenue. Cette valeur 

correspond à l’estimation de la porosité à partir de la masse volumique sèche estimée sur 

l’échantillon B05-B5 (0,359) représentatif des graviers sans matrice du dépôt de l’Est lyonnais, 

considérant une masse volumique particulaire de 2,65 g.cm -3 . La distribution granulométrique de cet 

échantillon a été utilisée pour définir la courbe de rétention capillaire à partir du modèle d’Arya et 

Paris. 

L’ajustement du modèle de courbe de rétention capillaire de van Genuchten sur les points 

(θi, hi) a été effectué avec le logiciel RETC (Hollenbeck et al., 2000). Des hypothèses identiques à 

celles de la méthode BEST ont été formulées. Les paramètres m et n sont reliés par la condition de 

Burdine (m=1-2/n). La saturation résiduelle est supposée nulle. Ce choix est justifié par la très faible 

fraction sableuse et fine, ainsi que la présence de macropores, limitant la quantité d’eau retenue par 

capillarité et par adsorption à la surface des grains. L’ajustement présente une bonne corrélation 

avec les données estimées à partir du modèle d’Arya et Paris (r²=0.996). Les paramètres de forme et 

d’échelle ainsi estimés sont récapitulés au Tableau 22. La courbe de rétention capillaire est 

représentée sur la Figure 103 a). 

La courbe de conductivité hydraulique a été modélisée par le modèle de Brooks et Corey. La 

conductivité hydraulique a été choisie à partir de valeurs de la bibliographie, et comparée aux 

estimations des modèles de Kozeny Carman. Une valeur de 0,1 m.s -1 a été retenue. Cette valeur est 

proche des estimations réalisées à partir de lithofaciès de graviers sans matrice échantillonnés sur le 

bassin DjR avec les modèles de Kozeny-Carman (Ks = 0,126 m.s -1 estimée à partir de l’expression de 

Bear (1972) et du diamètre du dixième percentile ; : Ks = 0,09 m.s -1 avec la relation Chapuis et 

Aubertin (2003)). La courbe de conductivité hydraulique est représentée sur la Figure 103b. 

La courbe de rétention capillaire présente une allure en accord avec la structure 

macroporeuse du lithofaciès. La pression d’entrée d’air, correspondant à la pression capillaire pour 

laquelle le lithofaciès passe d’un état saturé à un état partiellement saturé, est de l’ordre de -2 mm, 

soit 25 à 200 fois inférieur à la pression d’entrée d’air des lithofaciès sableux ou à matrice sableuse. 

La pression d’entrée d’air faible est en accord avec la structure macroporeuse du lithofaciès. Cette 

structure macroporeuse explique les valeurs élevées de conductivité hydraulique, supérieures aux 

conductivités des autres hydrofaciès pour des teneurs volumiques en eau supérieures à 0,05 

cm 3 /cm 3 . 

Tableau 22 : paramètres de forme et d’échelle liés à l’hydrofaciès Gcx,o, estimés à partir de l’ajustement du 

modèle de van Genuchten sur la courbe de rétention capillaire définie avec le modèle d’Arya et Paris. 

m n η θs hg (mm) Ks (mm/s) 

0,275 2,757 5,641 0,36 -5,491 100 

183


Figure 103 : a) courbe de rétention capillaire, estimée à partir du modèle d’Arya et Paris, et modélisée avec le 

modèle de van Genuchten avec condition de Burdine (r²=0,996), et b) courbe de conductivité hydraulique de 

l’hydrofaciès Gcx,o. 

III.2.3. Conclusion 

Le Tableau 23 récapitule les principales caractéristiques associées au comportement 

hydrodynamique des hydrofaciès S-x, Gcm et Gcm,b, et Gcg,o/Gcx,o. Les caractéristiques considérées 

sont la porosité, et les conductivités hydrauliques à saturation et à faibles pressions capillaires. 

Tableau 23 : caractéristiques des propriétés hydrodynamiques caractéristiques des quatre hydrofaciès. 

Hydrofaciès Types d’écoulement Principales caractéristiques 

S-x 

- porosité élevée, 

- conductivité hydraulique à saturation élevée 

- faible porosité, 

Gcm,b 

Ecoulement contrôlé 

par les forces 

- comportement hydrodynamique aux faibles pressions capillaires 

similaires à celui des sables 

capillaires et - conductivité hydraulique à saturation élevée 

gravitationnelles - faible porosité, 

Gcm 

- conductivité hydraulique à saturation la plus faible en moyenne, 

- pression d’entrée d’air la plus élevée en moyenne (en valeur 

absolue) 

Ecoulement - écoulement rapide, 

Gcg,o / Gcx,o essentiellement - conductivité hydraulique à saturation très élevée, 

gravitaire - porosité élevée 

III.3. Détermination des hydrofaciès représentatifs 

La détermination des hydrofaciès représentatifs a été effectuée par comparaison de teneur 

volumique en eau mesurées expérimentalement à trois profondeurs de la zone non-saturée du 

bassin d’infiltration aux teneurs en eau modélisées à partir du modèle stratigraphique défini au 

Chapitre C et des propriétés hydrodynamiques estimées sur les hydrofaciès analogues. Dans un 

premier temps, les hydrofaciès les plus représentatifs d’un état hydrique stable du dépôt 

fluvioglaciaire (forte désaturation du dépôt) ont été déterminés (III.3.1). La méthode de calage est 

présentée sur la Figure 104. Le choix des hydrofaciès retenu est discuté au III.3.2. La pertinence du 

choix de ces quatre hydrofaciès a été évaluée par comparaison des variations du profil hydrique suite 

à la propagation d’un front d’infiltration lors de deux essais d’infiltration, aux variations des teneurs 

en eau modélisées par Hydrus2D dans les conditions de ces essais d’infiltration (III.3.3). Ces essais ont 

été effectués d’une part en conditions initiales sèches (essai DjR-N1), correspondant à l’état hydrique 

utilisé pour le calage du modèle, et d’autre part en conditions initiales humides (essai DjR-N2). 

184


Figure 104 : méthode de détermination des hydrofaciès représentatif du comportement hydrodynamique du 

dépôt fluvioglaciaire au niveau de la zone nord du puits de mesure (calage des propriétés hydrodynamiques). 

Les hydrofaciès A, B et D sont choisis parmi les hydrofaciès analogues, l’hydrofaciès C correspond aux 

propriétés hydrodynamiques des graviers sans matrice estimées par le modèle d’Arya et Paris. 

III.3.1. Calage des propriétés hydrodynamiques sur un état initial 

désaturé 

La modélisation des écoulements (phase d’infiltration et de drainage dans la zone nord du 

puits de mesure) a été réalisée à partir du modèle stratigraphique interprétatif de la zone nord, 

décrit au Chapitre C. A chacun des 4 types de lithofaciès de ce modèle ont été affectées les 

propriétés hydrodynamiques d’un hydrofaciès, évaluées par méthode BEST sur un lithofaciès 

analogue actuel (S-x, Gcm, Gcm,b) ou à partir du modèle d’Arya et Paris (Gcg,o/Gcx,o). Les 4 

hydrofaciès utilisés pour la modélisation correspondent à une configuration d’hydrofaciès. Plusieurs 

configurations ont été évaluées, par comparaison avec les mesures expérimentales à trois 

profondeurs (Figure 104). Les hydrofaciès de la configuration permettant d’approcher au mieux les 

variations de teneur en eau mesurées ont été conservées en tant qu’hydrofaciès "modèles" du dépôt 

fluvioglaciaire du l’Est lyonnais. Il s’agit de la phase de calage du modèle hydrostratigraphique. 

Ce calage a été effectué par comparaison des données modélisées par Hydrus2D sur les 

données expérimentales de profils hydriques en conditions sèches. Ces conditions sèches 

correspondent aux conditions initiales de l’essai d’infiltration réalisé le 24 avril 2007 dans la zone 

nord, après une période de 20 jours sans précipitations. Le choix de conditions initiales sèches a été 

fait afin de disposer de données concernant un profil hydrique à l’équilibre (teneurs en eau stables, 

correspondant à un état de désaturation avancé du dépôt fluvioglaciaire). Les teneurs en eau 

correspondantes sont récapitulées dans le Tableau 24. 

Tableau 24 : teneurs volumiques en eau mesurées par sondes TDR à 0, 0,5 et 1,15m de profondeur dans la 

zone nord du puits de mesures après une période de 20 jours sans précipitations, et utilisées pour le 

calibrage des hydrofaciès 

Profondeur Teneur volumique en eau 

mesurée (cm 3 /cm 3 ) 

Surface 0,036 

0,5 m 0,073 

1,15 m 0,141 

185


La Figure 105 compare les variations de teneur en eau modélisées à partir de deux 

configurations différentes d’hydrofaciès. Les variations de teneur en eau correspondent à un 

drainage du domaine modélisé à partir d’un état initial totalement saturé, et avec une condition 

limite en surface correspondant à un flux d’évaporation. La comparaison des Figure 105a et Figure 

105b montre que le changement de propriétés hydrodynamiques des hydrofaciès influence de façon 

significative le profil hydrique dans la zone non-saturée (évaluation de la sensibilité du modèle vis-àvis 

des propriétés hydrodynamiques). La Figure 105a montre un exemple de configuration 

d’hydrofaciès non appropriée, et conduisant à un écart trop important des teneurs en eau 

modélisées par rapport aux teneurs en eau mesurées expérimentalement. Les teneurs en eau 

modélisées en surface et à 0,5 m de profondeur sont surestimées par rapport aux teneurs en eau 

mesurées (teneurs en eau supérieures à 10 %), alors que la teneur en eau à 1,15 m de profondeur est 

quant à elle sous-estimée (teneur en eau de 12 %). L’hydrofaciès B06-B18, dont les propriétés ont été 

affectées aux graviers sableux hétérométriques (Gcm), a une conductivité hydraulique trop faible, qui 

limite l’infiltration dans le domaine modélisé. L’hydrofaciès I05-B8 (S-x) conduit quant à lui à une 

désaturation trop importante du remplissage sableux. 

La Figure 105b correspond à la configuration d’hydrofaciès permettant d’obtenir des valeurs 

de teneur en eau acceptables au regard des mesures expérimentales. Le temps de drainage 

nécessaire pour obtenir ces valeurs est de 142 h. La teneur en eau est alors de 5,5 % en surface (écart 

de 52,7 % par rapport à la valeur expérimentale du Tableau 24), 6,3 % à -0,5 m (écart de 13,7 % par 

rapport à la valeur expérimentale du Tableau 24) et de 15 % à -1,15 m (écart de 6,4 % par rapport à la 

valeur expérimentale du Tableau 24). Les valeurs modélisées à 0,5 m et 1,15 m de profondeur 

appartiennent à l’intervalle de précision de la mesure (+/- 1%). 

Figure 105 : évolution des teneurs en eau modélisées avec Hydrus2D suite au drainage à partir d’un état 

initial de saturation totale en eau. a) Exemple d’une configuration d’hydrofaciès inadaptée, conduisant à une 

erreur relative trop importante par rapport aux teneurs en eau du Tableau 24. b) Configuration d’hydrofaciès 

retenue (les paramètres correspondant sont présentés dans le Tableau 25). 

En surface, l’écart avec les valeurs expérimentales est plus important. Notons tout d’abord 

que la sonde TDR de surface était placée dans une zone dont la fraction sableuse était plus 

importante que celle des graviers sableux constituant le reste de la surface interne du cylindre. 

L’implantation de la sonde TDR dans le cylindre peut ainsi expliquer une désaturation plus rapide que 

186


les graviers sableux supposés occuper toute la surface interne du cylindre dans le modèle. Les écarts 

entre valeurs expérimentales et modélisées peuvent ainsi s’expliquer par ce biais expérimental. 

Cependant, nous n’avons pas à disposition de mesures de teneurs en eau dans les graviers sableux 

pour vérifier cette première hypothèse. La fine couche de graviers sans matrice subhorizontale entre 

les sondes TDR 1 et TDR 2 peut également avoir une influence sur les teneurs en eau modélisées en 

surface. Cazalets (2007) montre ainsi que le "rognage" de la lentille entre les sondes TDR 1 et TDR 2 

conduit à des valeurs réduites de teneur en eau en surface, plus proches des teneurs en eau 

mesurées, et qui n’affectent pas sensiblement les valeurs modélisées à -0,5 m. L’absence d’une 

troisième dimension dans la modélisation réalisée contribue de plus à accroître l’effet de la couche 

de graviers sans matrice. Les teneurs en eau modélisées en surface sont influencées par une 

accumulation d’eau au-dessus de la lentille de graviers sans matrice, qui pourrait être moindre si un 

écoulement dans la troisième dimension était modélisé. 

La configuration d’hydrofaciès conduisant aux variations modélisées de la Figure 105b a été 

retenue pour la définition du modèle hydrostratigraphique. Le Tableau 25 récapitule les hydrofaciès 

retenus, ainsi que les paramètres de forme et d’échelle des courbes de rétention et de conductivité. 

Nous rappelons que ces paramètres sont ceux des modèles de van Genuchten avec condition de 

Mualem, correspondant aux paramètres d’entrée d’Hydrus2D. La détermination de ces paramètres a 

été effectuée avec le logiciel RETC, par ajustement sur les courbes de rétention modélisées par la 

relation de van Genuchten avec conditons de Burdine pour les hydrofaciès S-x, Gcm et Gcm,b, et sur 

les points (θi, hi) obtenus avec le modèle d’Arya et Paris pour les hydrofaciès Gcx,o et Gcg,o. Afin de 

disposer de courbes hydrodynamiques plus réalistes, la teneur en eau résiduelle, considérée nulle 

lors de l’estimation des paramètres d’échelle, a été prise en compte lors de l’ajustement. 

Tableau 25 : paramètres de forme (n) et d’échelle (θr, θs, hg et Ks) des courbes de rétention et de 

conductivité modélisés par les modèles de van Genuchten avec condition de Mualem, utilisés pour la 

modélisation des écoulements non saturés sous Hydrus2D. 

Lithofaciès Echantillon θr (cm 3 /cm 3 ) θs (cm 3 /cm 3 ) hg (m) n Ks (m.s -1 ) 

Gcm I05-B7 0,0107 0,274 -0,1562 1,7353 1,53.10 -4 

S-x B04-B1 0,013 0,359 -0,3559 1,7878 5,10.10 -5 

Gcx,o / Gcg,o B05-B5 0,005 0,36 -0,0076 1,934 1,00.10 -1 

Gcm,b B06-B11 0,0051 0,186 -0,2299 1,9336 1,91.10 -4 

III.3.2. Discussion sur le choix des hydrofaciès 

La Figure 106 représente les courbes de rétention et de conductivité hydraulique des quatre 

hydrofaciès du modèle hydrostratigraphique. Cette figure met ainsi en évidence l’hétérogénéité 

hydrodynamique du dépôt fluvioglaciaire. Les hydrofaciès sont évalués vis-à-vis du comportement 

hydrodynamique des hydrofaciès esquissé dans le Tableau 23. 

Les graviers sans matrice sont ceux qui ont la conductivité hydraulique saturée la plus élevée 

(0,1 m.s -1 ). Cette conductivité est supérieure de plus de deux ordres de grandeurs à celle des autres 

hydrofaciès. Cette différence de propriétés hydrodynamiques est en accord avec les différences 

notées dans la littérature et présentées sur la Figure 101. Cet hydrofaciès est également celui qui se 

désature le plus rapidement, compte-tenu de sa macroporosité. 

Cet hydrofaciès est celui qui a la plus forte teneur en eau à saturation avec l’hydrofaciès S-x. 

Les porosités des deux types de graviers sableux sont quant à elle plus faible, celle de l’hydrofaciès 

Gcm,b étant plus faible que celle de l’hydrofaciès Gcm. Ces valeurs sont en accord avec les tendances 

définies au Tableau 23. 

187


Figure 106 : a) courbes de rétention en eau et b) courbe de conductivité hydraulique des hydrofaciès 

représentatifs du dépôt fluvioglaciaire de l’Est lyonnais 

L’évolution de la conductivité hydraulique est similaire entre les trois hydrofaciès S-x, Gcm et 

Gcm,b. La similarité de cette évolution est en accord avec le comportement hydrodynamique 

analogue des hydrofaciès Gcm,b et S-x aux faibles pressions capillaires. En ce qui concerne les deux 

types de graviers sableux, le faible écart entre les courbes K(h) traduit un comportement 

hydrodynamique assez proche de ces hydrofaciès dans le dépôt fluvioglaciaire de l’Est lyonnais, qui 

se traduit également par des conductivités hydrauliques à saturation similaires. 

A saturation, les hydrofaciès Gcm et Gcm,b ont une conductivité hydraulique plus élevée que 

l’hydrofaciès S-x. Cette évolution des conductivités hydrauliques saturées est acceptable au regard 

des valeurs de la bibliographie (Figure 101). La valeur de la conductivité hydraulique saturée de 

l’hydrofaciès S-x est cependant faible par rapport à la moyenne des conductivités hydrauliques 

saturées estimées avec la méthode BEST, et par rapport aux valeurs de la littérature. 

La conductivité hydraulique saturée de l’hydrofaciès Gcm est élevée en comparaison de celle 

du sable. Ceci ne traduit pas l’évolution des conductivités à saturation décrite au Tableau 23. Cette 

188


différence est toutefois en accord avec la présence de macroporosités engendrés par la fraction 

graveleuse du l’hydrofaciès Gcm. 

La configuration d’hydrofaciès retenue décrit ainsi de manière acceptable le comportement 

hydrodynamique moyen de chaque hydrofaciès. Les propriétés hydrodynamiques sont cohérentes 

d’une part avec les valeurs de la bibliographie (valeur de la conductivité hydraulique saturée), mais 

également sont représentatives de chacun des types d’hydrofaciès. Les hydrofaciès du Tableau 25 

seront donc considérés comme des hydrofaciès modèles du dépôt fluvioglaciaire de l’Est lyonnais, 

représentatif du comportement hydrodynamique du dépôt fluvioglaciaire sous-jacent au bassin 

d’infiltration. 

III.3.3. Evaluation du modèle hydrostratigraphique 

La pertinence du choix de ces quatre hydrofaciès a été évaluée par comparaison des 

variations du profil hydrique suite à la propagation d’un front d’infiltration lors de deux essais 

d’infiltration, réalisés en conditions initiales sèches (essai DjR-N1) et humides (essai DjR-N2), aux 

variations des teneurs en eau modélisées par Hydrus2D dans les conditions de ces deux essais. 

III.3.3.a. Essai d’infiltration réalisé en conditions initiales sèches (essai 

DjR-N1) 

La comparaison de l’évolution des teneurs en eau mesurées et modélisées en surface et à 

0,5 m et 1,15 m de profondeur sous le cylindre d’infiltration est présentée sur la Figure 107. 

III.3.3.a.i. Evolution de la teneur en eau en surface 

En surface (Figure 107a), les mesures expérimentales montrent une augmentation rapide de 

la teneur en eau jusqu’à des valeurs supérieures à 35 % pendant les phases d’alimentation en eau (60 

min) et d’infiltration du volume résiduel (12 min). L’hydrofaciès de surface se désature ensuite 

rapidement dans un premier temps (décroissance linéaire), puis plus lentement lorsque les teneurs 

en eau deviennent inférieures à 20 %. La teneur en eau a une valeur proche de 10 % à la fin de 

l’enregistrement. 

Les variations de teneurs en eau modélisées décrivent de façon acceptable l’évolution réelle 

de la teneur en eau en surface. La modélisation traduit notamment l’augmentation rapide de la 

teneur en eau au début de la phase d’alimentation en eau et la désaturation rapide puis lente lors de 

la phase de drainage consécutive à l’infiltration du volume résiduel. L’évolution quantitative de la 

teneur en eau modélisée lors de cette phase de drainage est en accord avec les valeurs de teneurs en 

eau mesurées. Cependant, la teneur en eau modélisée atteint un palier correspondant à une 

saturation totale de l’hydrofaciès de surface lors des phases d’alimentation en eau et d’infiltration du 

volume résiduel (teneur en eau de 27,4 %, correspondant à la porosité de l’hydrofaciès modèle Gcm), 

alors que la teneur en eau réelle est supérieure à 35 % pendant ces deux phases, et les faibles 

variations de teneur en eau (entre 35 % et 37 %) ne traduisent pas une saturation totale. L’écart 

entre les valeurs modélisées et mesurées traduit une porosité de l’hydrofaciès de surface plus élevée 

que celle de l’hydrofaciès Gcm du modèle hydrostratigraphique. Cet écart peut en partie s’expliquer 

par l’implantation de la sonde TDR dans une zone plus sableuse, à l’origine d’une porosité plus 

élevée. 

189


Figure 107 : comparaison de l’évolution de la teneur volumique en eau mesurée par sondes TDR dans le 

dépôt fluvioglaciaire sous-jacent au bassin d’infiltration et modélisée avec Hydrus2D, en surface (a), et à 50 

cm (b) et 115 cm (c) de profondeur, lors de l’essai DjR-N1 (conditions initiales humides). 

190


III.3.3.a.ii. Evolution de la teneur en eau à 0,5 m de 

profondeur 

A 0,5 m de profondeur (Figure 107b), l’augmentation significative de la teneur en eau, 

correspondant à l’arrivée du front d’infiltration, se produit 11 min après le début de l’essai DjR-N1. 

Cette augmentation est rapide (passage d’une teneur en eau de 8,1 % à t = 15 min à une teneur en 

eau de 45,3 % à t = 19 min), et la teneur en eau atteint un palier caractérisé par des valeurs oscillant 

entre 45,3 % et 46,4% (intervalle compris dans la précision de la mesure de +/- 2 % aux teneurs en 

eau supérieures à 40 %). Ce palier peut traduire une saturation du dépôt à cette profondeur. La 

désaturation se produit 1h10 après l’augmentation de la teneur en eau. Cette désaturation est rapide 

et linéaire dans un premier temps, puis plus lente lorsque les teneurs en eau sont inférieures à 20 %. 

A la fin de l’enregistrement, la teneur en eau mesurée est de 11,7 %. 

L’évolution qualitative de la teneur en eau à cette profondeur est similaire à celle mesurée 

en surface, ce qui est conforme au modèle stratigraphique (hydrofaciès identique à ces deux 

profondeurs). La modélisation effectuée traduit qualitativement le comportement hydrodynamique 

du dépôt fluvioglaciaire (augmentation rapide de la teneur en eau, palier de teneur en eau lors de la 

phase d’alimentation en eau, désaturation lente lors de la phase de drainage). L’arrivée du front 

d’infiltration modélisée est légèrement en avance par rapport à l’arrivée mesurée. Le temps 

correspondant au début du drainage est quant à lui correctement modélisé. 

Lors des phases d’alimentation en eau et d’infiltration du volume résiduel, la teneur en eau 

modélisée est limitée par la porosité de l’hydrofaciès modèle Gcm, ce qui engendre un écart 

important entre les valeurs modélisées et mesurées. Les valeurs les plus élevées de la teneur en eau 

à 0,5 m de profondeur dépassent toutefois les estimations de porosité de l’ensemble des lithofaciès 

fluvioglaciaires, provenant de la littérature ou d’estimations de terrain. En supposant cette valeur 

correcte, la structure du dépôt fluvioglaciaire à 0,5 m de profondeur est donc à très forte porosité. Il 

pourrait s’agir d’un sable, ou éventuellement d’une couche de graviers sans matrice, ces deux 

hydrofaciès ayant le volume poral le plus élevé. Compte-tenu du modèle hydrostratigraphique 

proposé (couche de graviers sableux hétérométrique avec passage occasionnel de graviers sans 

matrice), ainsi que de la difficulté à insérer la sonde TDR à cette profondeur, l’hypothèse des graviers 

sans matrice semble être la plus probable. Durant cette phase, l’augmentation de la pression 

capillaire est suffisante pour que ces couches se saturent en eau. Lors de la phase de drainage, la 

désaturation rapide peut traduire un drainage des macropores de cet hydrofaciès. La décroissance 

plus lente pourrait être associée à la diminution de la teneur en eau dans le manchon constitué du 

tamisat à 5 mm. Enfin, un biais expérimental ne peut pas être écarté. La difficulté de mise en place 

de la sonde TDR en bout des tubes subhorizontaux a pu engendrer une déstructuration partielle du 

manchon autour des électrodes, conduisant à une augmentation locale de la porosité. 

III.3.3.a.iii. Evolution de la teneur en eau à 1,15 m de 

profondeur 

A 1,15 m de profondeur (Figure 107c), l’allure des variations de teneurs en eau mesurées 

traduit un comportement fortement inertiel du dépôt fluvioglaciaire à cette profondeur. La teneur en 

eau augmente significativement 28 minutes après le début de l’alimentation en eau. L’augmentation 

est lente, et atteint un palier de teneur en eau (21,8 %). La décroissance est ensuite lente jusqu’à des 

valeurs de teneurs en eau variant entre 17,2 et 18,3 %. 

Les teneurs en eau modélisées à cette profondeur sont celles qui présentent l’écart le plus 

important avec les teneurs en eau mesurées. L’augmentation rapide de la teneur en eau à l’arrivée 

du front d’infiltration ne traduit pas l’augmentation progressive mesurée à 1,15 m de profondeur. Le 

temps de propagation du front d’infiltration de la surface jusqu’à 1,15 m de profondeur est 

191


cependant correctement modélisé. Lors de la phase d’alimentation en eau, la teneur en eau 

modélisée atteint un palier correspondant à la teneur en eau saturée de l’hydrofaciès modèle S-x. Ce 

palier est largement supérieur au palier de teneur en eau mesuré. Celui-ci est de plus décalé par 

rapport au palier modélisé (le palier mesuré est atteint au cours de la phase de décroissance de la 

teneur en eau modélisée). 

Bien que nettement moins marqué que dans la réalité, le comportement inertiel caractérise 

les variations de teneurs en eau modélisées lors de la phase de drainage (désaturation lente). Le 

caractère inertiel des variations de teneur en eau à 1,15 m de profondeur peut notamment 

s’expliquer par le phénomène de dispersion du bulbe d’infiltration, d’autant plus marqué que 

l’infiltration a été réalisée en conditions sèches. L’aspect restrictif de la bi-dimensionnalité du 

domaine de modélisation ne rend pas compte de l’effet d’une troisième dimension. Cette différence 

avec l’infiltration réelle tridimensionnelle contribue à augmenter l’écart entre les teneurs en eau 

modélisée et mesurée. L’écart entre les valeurs modélisées et mesurées à cette profondeur peut 

traduire une hétérogénéité réelle plus grande entre 0,5 et 1,15 m de profondeur que celle du modèle 

hydrostratigraphique. En effet, nous avons fait l’hypothèse d’un remplissage sableux homogène. Une 

hétérogénéité interne à ce remplissage (par exemple, drapages silt-argileux, lags de graviers) peut 

contribuer au comportement inertiel ou à une déviation du flux d’écoulement limitant 

l’augmentation de la teneur en eau. 

III.3.3.b. Essai d’infiltration réalisé en conditions initiales humides 

(essai DjR-N2) 

De façon similaire à la modélisation de l’essai DjR-N1, les conditions initiales ont été établies 

par drainage du domaine modélisé à partir d’un état de saturation totale en eau. La durée de 

drainage a été déterminée de telle sorte que les teneurs en eau modélisées aux trois profondeurs de 

mesures sous le cylindre d’infiltration soient le plus proche possible des teneurs en eau mesurées 

initialement lors de l’essai DjR-N2. Le temps de drainage nécessaire a été de 29 heures. Les 

conditions initiales mesurées et modélisées de teneurs en eau en surface, et à 0,5 m et 1,15 m de 

profondeur, sont récapitulées dans le Tableau 26, et comparées aux conditions initiales mesurées et 

modélisées pour l’essai DjR-N1. Les teneurs en eau initiales de l’essai DjR-N2 sont supérieures aux 

teneurs mesurées initialement lors de l’essai DjR-N1 aux trois profondeurs de mesure. Les valeurs 

modélisées traduisent bien cette différence. Les écarts entre valeurs modélisées et mesurées 

initialement lors de l’essai DjR-N2, plus importants que les écarts correspondant lors de l’essai DjR- 

N1, s’expliquent par une humidité qui ne peut être seulement expliquée par le seul drainage vertical, 

mais peut être imputée également à des apports latéraux (écoulements réels tridimensionnels). 

Tableau 26 : comparaison des teneurs en eau initiales mesurées expérimentalement et modélisées avec 

Hydrus2D, en surface et à 0,5 m et 1,15 m de profondeur, pour les essais DjR-N2 et DjR-N1 

Teneurs en eau 

initiales modélisées 

(cm 3 /cm 3 ) 

Essai DjR-N2 Essai DjR-N1 


initiales mesurées 

(cm 3 /cm 3 ) 

192 


initiales modélisées 

(cm 3 /cm 3 ) 


initiales mesurées 

(cm 3 /cm 3 ) 

Surface 0,1037 0,071 0,055 0,0036 

0,5 m 0,0861 0,105 0,063 0,073 

1,15 m 0,1887 0,177 0,15 0,141 

La comparaison de l’évolution des teneurs en eau mesurées et modélisées en surface et à 

0,5 m et 1,15 m de profondeur sous le cylindre d’infiltration est présentée sur la Figure 108. Notons 

que la fin de l’enregistrement de l’essai DjR-N2 a été perturbée par une pluie expliquant 

l’augmentation des teneurs en eau au bout de 8 h. Cet épisode pluvieux est représenté sur la Figure 

108.


Figure 108 : comparaison de l’évolution de la teneur volumique en eau mesurée par sondes TDR dans le 

dépôt fluvioglaciaire sous-jacent au bassin d’infiltration et modélisée avec Hydrus2D, en surface (a), et à 50 

cm (b) et 115 cm (c) de profondeur, lors de l’essai DjR-N2 (conditions initiales humides). 

193


Les variations de teneurs en eau en surface et à 0,5 m de profondeur montrent que le dépôt 

fluvioglaciaire conserve un degré de saturation élevé sur une durée plus longue lors de l’essai DjR-N2 

que lors de l’essai DjR-N1. Ceci s’explique par un flux d’infiltration plus faible en conditions initiales 

humides qu’en conditions initiales sèches. Ce flux est assimilé au débit de l’alimentation en eau 

nécessaire au maintien d’une charge constante pendant une heure. La variation horaire du flux pour 

les deux essais est présentée sur la Figure 109. En conditions initiales sèches, ce flux est initialement 

supérieur à 0,5 mm.s -1 , et atteint une valeur de 0,2 mm.s -1 à la fin de l’essai. En conditions initiales 

humides, le flux est plus faible et tend rapidement vers une asymptote de 0,03 mm.s -1 . 

Figure 109 : flux infiltrés en fonction de la saturation initiale du dépôt fluvioglaciaire : a) conditions initiales 

sèches (essai DjR-N1), b) conditions initiales humides (essai DjR-N2). 

III.3.3.b.i. Evolution de la teneur en eau en surface 

La modélisation traduit bien les variations qualitatives de la teneur en eau en surface (Figure 

108a). Les caractéristiques de ces variations mises en évidence en conditions initiales sèches 

(augmentation rapide de la teneur en eau lors de la phase d’alimentation en eau, décroissance 

rapide puis lente lors de la phase de drainage) sont également traduites en conditions initiales 

humides. Le flux mesuré lors de l’essai DjR-N2 (Figure 109) est appliqué en condition limite de 

surface. Le flux infiltré lors de l’essai permet d’obtenir des valeurs modélisées qualitativement en 

accord avec les valeurs mesurées plus faibles en conditions initiales humides qu’en conditions 

initiales sèches. Le flux imposé permet également de traduire la faible diminution de la teneur en eau 

lors de la phase d’alimentation en eau. Lors de la phase de drainage, la décroissance de la teneur en 

eau modélisée est cependant plus lente que celle mesurée. L’hydrofaciès modèle Gcm ne permet pas 

d’obtenir des valeurs maximales de teneurs en eau correspondant aux valeurs mesurées. 

III.3.3.b.ii. Evolution de la teneur en eau à 0,5 m de 

profondeur 

A 0,5 m de profondeur (Figure 108b), la modélisation traduit bien les variations mesurées 

lors de la phase d’alimentation en eau et lors de la phase de drainage. L’augmentation rapide suite à 

la propagation du front d’infiltration, mais néanmoins plus lente que lors de l’essai DjR-N1 (les 

variations s’infléchissent avant d’atteindre un palier), est bien traduite par le modèle. La valeur de la 

teneur en eau modélisée lors de la phase d’alimentation en eau (25 %) est cependant sous-estimée 

par rapport aux valeurs mesurées, aussi élevées que lors de l’essai DjR-N1 (45 %). Lors de la phase de 

drainage, les valeurs de teneurs en eau modélisées sont en accord avec les valeurs mesurées. Lors de 

la phase d’infiltration du volume résiduel, une décroissance lente de la teneur en eau est observée 

(Figure 108b). Cette décroissance lente traduit une désaturation progressive du dépôt fluvioglaciaire, 

la diminution lente de la pression capillaire expliquant la désaturation progressive des pores les plus 

194


grossiers. Cette désaturation progressive n’est pas traduite par le modèle. L’hypothèse d’un flux 

constant, égal au flux mesuré en fin de phase d’alimentation en eau, est forte et conduit à une 

variation nulle non-réaliste de la teneur en eau pendant l’infiltration résiduelle. 

III.3.3.b.iii. Evolution de la teneur en eau à 1,15 m de 

profondeur 

Le comportement hydrodynamique du dépôt fluvioglaciaire à 1,15 m de profondeur est 

dépendant des conditions initiales de saturation du dépôt. La teneur en eau n’augmente que lors de 

l’essai DjR-N1, réalisé en conditions initiales sèches, et aucune variation de teneur en eau n’a été 

mesurée au cours de l’essai DjR-N2. L’augmentation significative de la teneur en eau mesurée lors de 

l’épisode pluvieux permet de plus de s’assurer du bon fonctionnement de la sonde TDR, et montre 

l’importance des apports d’eau non-verticaux dans la saturation du dépôt fluvioglaciaire à cette 

profondeur. La comparaison des valeurs mesurées et modélisées (Figure 108c) montre que le modèle 

hydrostratigraphique ne traduit pas les variations de teneur en eau réelles à cette profondeur. Une 

augmentation de la teneur en eau a été modélisée, en fin de phase d’alimentation en eau. La 

propagation lente du front d’infiltration jusqu’à 1,15 m de profondeur traduit cependant le 

comportement inertiel, mis en évidence expérimentalement lors de l’essai DjR-N1 et lors de l’épisode 

pluvieux (augmentation lente de la teneur en eau sur la Figure 108c à partir de t = 750 min). Ce 

comportement inertiel est également traduit par l’augmentation lente de la teneur en eau pendant 

l’infiltration du volume résiduel, et la diminution lente lors de la phase de drainage. 

Cette différence entre les variations de teneur en eau mesurées et modélisées montre que 

l’hétérogénéité réelle est plus importante que l’hétérogénéité prise en compte par le modèle 

hydrostratigraphique, simplificateur. L’hétérogénéité interne à la structure de remplissage peut avoir 

un impact sur les écoulements. Afin d’améliorer la modélisation, le choix d’un hydrofaciès sableux 

moins conducteur à un état hydrique proche de la saturation que l’hydrofaciès modèle S-x, et 

conservant une conductivité hydraulique élevée aux faibles pressions capillaires (ce choix 

correspondrait à un sable plus fin que l’hydrofaciès modèle), pourrait permettre d’approcher de 

façon plus réaliste le comportement inertiel. En effet, en conditions initiales sèches (faibles pressions 

capillaires), à l’arrivée du front d’infiltration à l’interface entre l’hydrofaciès Gcm et l’hydrofaciès 

sableux, ce dernier, plus conducteur aux faibles pressions capillaires, permettrait au front 

d’infiltration de pénétrer la structure de remplissage. La propagation et la dispersion du front 

d’infiltration dans cette structure expliquerait les variations de teneur en eau mesurée à cette 

profondeur. En conditions initiales humides, les pressions capillaires sont plus élevées dans le dépôt 

fluvioglaciaire, et l’hydrofaciès Gcm serait initialement plus conducteur que l’hydrofaciès S-x. L’eau 

infiltrée serait ainsi préférentiellement dispersée dans cet hydrofaciès, et ne pénétrerait pas le 

remplissage sableux, moins conducteur. 

III.3.3.c. Conclusion sur l’évaluation du modèle hydrostratigraphique 

Le modèle hydrostratigraphique défini dans la zone nord du puits de mesure permet de 

traduire correctement l’évolution qualitative de la teneur en eau mesurée en surface et à 0,5 m de 

profondeur. Il traduit notamment l’augmentation rapide de la teneur en eau, qui reste élevée lors 

des phases d’alimentation en eau et d’infiltration du volume résiduel, ainsi que la décroissance de la 

teneur en eau suite à ces deux phases, rapide et linéaire dans un premier temps, puis plus lente 

lorsque la teneur en eau passe sous le seuil de 20 %. La teneur en eau saturée de l’hydrofaciès Gcm 

est cependant faible par rapport aux valeurs de teneurs en eau maximales mesurées en cours 

d’infiltration. A 0,5 m de profondeur, la désaturation lente du dépôt fluvioglaciaire lors de l’essai DjR- 

N2 n’est pas traduite par le flux constant imposé en surface. A cette même profondeur, la valeur 

élevée de la teneur en eau pourrait être liée à une couche de graviers sans matrice. Enfin, le temps 

d’arrivée du front d’infiltration est correctement modélisé à 0,5 m de profondeur. 

195


A 1,15 m de profondeur, le modèle hydrostratigraphique ne traduit pas les variations réelles 

mesurées. En ce qui concerne l’essai DjR-N1, le temps d’arrivée du front d’infiltration est 

correctement modélisé. Cependant, les variations modélisées suite à cette arrivée ne traduisent pas 

le comportement fortement inertiel du dépôt fluvioglaciaire à cette profondeur. L’augmentation 

rapide modélisée ne traduit pas l’augmentation lente de la teneur en eau mesurée. Lors de la phase 

de drainage, la décroissance lente des teneurs en eau modélisée est cependant en accord avec le 

comportement inertiel. En ce qui concerne l’essai DjR-N2, le modèle ne permet pas de traduire la 

variation nulle de la teneur en eau. Les variations modélisées traduisent cependant le comportement 

inertiel du remplissage sableux. Les écarts entre valeurs mesurées et modélisées peuvent être 

attribués à un choix inapproprié d’hydrofaciès sableux. D’autres essais Beerkan pourraient être 

réalisés, notamment sur des sables plus fins que l’hydrofaciès modèle S-x, afin de compléter les 

hydrofaciès analogues de type sableux. Ces écarts peuvent également être associés à une 

hétérogénéité réelle plus importante que celle traduite par le modèle hydrostratigraphique. Cette 

hétérogénéité peut être associée par exemple à une stratification interne à la structure de 

remplissage, et contribuant au comportement inertiel du dépôt fluvioglaciaire à cette profondeur. 

Enfin, la prise en compte d’une troisième dimension dans les écoulements traduirait de façon plus 

réaliste la dispersion du front d’infiltration en profondeur. 

Les écarts entre les valeurs modélisées et mesurées sont cependant à nuancer du fait du 

faible nombre de points de mesure ne permettant qu’une comparaison très limitée avec le modèle, 

des incertitudes expérimentales, ou encore de la non-prise en compte du comportement 

hystérétique des courbes caractéristiques. Afin de valider les propriétés hydrodynamiques aux trois 

profondeurs, des expériences de mesures couplées de teneur en eau et de pression capillaire (par 

sonde tensiométrique) sont nécessaires. Ces expériences permettraient de caractériser in situ les 

courbes de rétention capillaire. Ces mesures réalisées en phase d’infiltration et en phase de drainage 

permettraient de plus de caractériser l’hystérèse associée à ces courbes. Il serait ainsi possible de 

déterminer les types d’hydrofaciès présents en profondeur, et d’affecter un hystérésis réaliste au 

hydrofaciès du modèle hydrostratigraphique. 

Enfin, la comparaison des mesures des variations de teneur en eau lors des essais DjR-N1 et 

DjR-N2 met en évidence un comportement hydrodynamique du dépôt fluvioglaciaire dépendant des 

conditions initiales de saturation du dépôt fluvioglaciaire. Ce résultat met en avant l’hétérogénéité 

de l’écoulement associée à l’architecture fluvioglaciaire. 

III.4. Conclusion 

La caractérisation des propriétés hydrodynamiques des hydrofaciès du dépôt fluvioglaciaire 

de l’Est lyonnais fait partie intégrante de l’approche hydrogéophysique développée, visant à définir 

un modèle hydrostratigraphique représentant de façon réaliste l’hétérogénéité hydrodynamique de 

ce dépôt à l’échelle mésoscopique. Les hydrofaciès sont définis comme les unités hydrogéologiques 

correspondant au lithofaciès et pour lesquelles des propriétés hydrodynamiques homogènes sont 

définies. L’objectif de cette caractérisation est de déterminer les propriétés hydrodynamiques nonsaturées 

caractéristiques, à savoir la courbe de rétention capillaire et la courbe de conductivité 

hydraulique, associées à chaque lithofaciès constituant les modèles stratigraphiques 

tridimensionnels définis par interprétation des mesures géophysiques (Chapitre C). 

L’approche utilisée dans le cadre de ce travail est une approche d’analogue d’aquifères 

(Klingbeil et al., 1999). Les propriétés hydrodynamiques des lithofaciès fluvioglaciaires présents en 

surface de plaines d’épandage actuelles (les sandurs des Bossons et du Breidamerkurjökull, décrits au 

Chapitre B) ont été déterminés, afin de les extrapoler aux lithofaciès fluvioglaciaires quaternaires de 

l’Est lyonnais. Cette approche se justifie d’une part par l’analogie granulométrique entre les 

lithofaciès fluvioglaciaires actuels et quaternaires, montrée au Chapitre B, et d’autre part par 

196


l’accessibilité de ces lithofaciès en surface des plaines d’épandage, permettant de réaliser facilement 

plusieurs essais de caractérisation hydrodynamique in situ. Les méthodes de caractérisation in situ 

sont les plus adaptées, dans la mesure où les anisotropies générées par la structure sédimentaire en 

place est prise en compte. Nous avons fait l’hypothèse d’une analogie de stratification sédimentaire 

entre les lithofaciès quaternaires et actuels (hypothèse justifiée par l’analogie des processus de mise 

en place des dépôts fluvioglaciaires). 

La méthode BEST, décrite par Lassabatère et al. (2006), a été utilisée afin de déterminer les 

courbes hydrodynamiques caractéristiques des hydrofaciès analogues sableux (S-x) et à matrice 

sableuse (Gcm et Gcm,b). En ce qui concerne les hydrofaciès de graviers sans matrice (Gcx,o et 

Gcg,o), pour lesquels la méthode BEST est inadaptée du fait des macroporosités de cet hydrofaciès, 

le modèle semi-physique d’Arya et Paris (1981), basé sur une relation linéaire entre granulométrie et 

porosimétrie, a permis d’obtenir les propriétés hydrodynamiques. Parmi l’ensemble des hydrofaciès 

analogues, les hydrofaciès traduisant le mieux le comportement hydrodynamique du dépôt de l’Est 

lyonnais ont été retenus en tant qu’hydrofaciès modèles de ce dépôt. La détermination de ces 

hydrofaciès a été effectuée par comparaison de profils hydriques mesurés expérimentalement dans 

la zone non-saturée du bassin DjR à des profils hydriques modélisés avec Hydrus2D à partir du 

modèle stratigraphique de la zone nord défini au Chapitre C et des propriétés hydrodynamiques des 

hydrofaciès analogues. 

La comparaison des quatre hydrofaciès modèles traduit l’hétérogénéité hydrodynamique du 

dépôt fluvioglaciaire. Les graviers sans matrice se singularisent par une conductivité hydraulique à 

saturation de plus de deux ordres de grandeur supérieure à celle des autres hydrofaciès (Ks = 0,1 m.s - 

1 ). Aux faibles pressions capillaires, les hydrofaciès les plus conducteurs sont les sables et les graviers 

sableux. L’hydrofaciès modèle S-x est le plus conducteur aux pressions capillaires les plus faibles. Cet 

hydrofaciès se distingue des graviers sableux par une porosité élevée (35,9 %). 

Le modèle hydrostratigraphique défini à partir de ces hydrofaciès modèles traduit 

qualitativement l’évolution de la teneur en eau mesurée en surface et à 0,5 m de profondeur dans la 

zone nord du puits de mesure, suite à des essais d’infiltration en surface du bassin (infiltration à 

charge constante pendant 1h dans un cylindre d’1m de diamètre), réalisé en conditions initiales 

sèches et humides. Les mesures de teneurs en eau réalisée à 1,15 m de profondeur traduisent un 

comportement fortement inertiel du dépôt fluvioglaciaire à cette profondeur, et dépendant des 

conditions initiales de saturation. Le modèle hydrostratigraphique, constitué par un remplissage 

sableux supposé homogène à cette profondeur, ne permet pas de traduire les variations de teneurs 

en eau, mais traduit dans une certaine mesure le comportement inertiel. Cette différence peut être 

associée à une hétérogénéité réelle plus importante que celle traduite par le modèle 

hydrostratigraphique, ou par des hydrofaciès sableux analogues ne correspondant pas à l’hydrofaciès 

réel en place dans la zone non-saturée du bassin d’infiltration. Des mesures couplées de teneurs en 

eau et de pression capillaire in situ permettraient de caractériser de façon réaliste les propriétés 

hydrodynamiques à cette profondeur. 

Les hydrofaciès modèles sont toutefois représentatifs du comportement hydrodynamique 

moyen de chaque type d’hydrofaciès. Ils traduisent de façon réaliste l’hétérogénéité 

hydrodynamique du dépôt fluvioglaciaire de l’Est lyonnais. Le modèle hydrostratigraphique permet 

ainsi d’évaluer l’effet de la structure sédimentaire du dépôt fluvioglaciaire à l’échelle de l’hydrofaciès 

sur l’évolution des champs de teneur en eau et de pression capillaire, et donc les écoulements 

susceptibles de se produire dans la zone non-saturée du bassin d’infiltration. 

Enfin, d’un point de vue méthodologique, la caractérisation des courbes caractéristiques de 

lithofaciès fluvioglaciaires, traduisant le comportement hydrodynamique en zone non-saturée, est à 

notre connaissance la seule effectuée à ce jour. L’approche d’analogue d’aquifère appliquée à des 

197


lithofaciès de surface de dépôt actuel est prometteuse pour la détermination de ces propriétés dans 

d’autres environnements sédimentaires (dépôts fluviatiles notamment). La simplicité d’exécution des 

essais Beerkan, ajoutée au fait que ces essais permettent une caractérisation in situ, fait de la 

méthode BEST une méthode à privilégier pour la détermination des propriétés hydrodynamiques. 

198


E. Discussion sur l’effet des hétérogénéités hydrodynamiques sur les 

écoulements de la zone non-saturée du bassin d’infiltration 

L’approche hydrogéophysique suivie dans le cadre de ce travail, couplant une caractérisation 

sédimentologique de l’architecture sédimentaire du dépôt fluvioglaciaire (Chapitre B), une 

investigation géophysique par radar géologique et panneau électrique (Chapitre C), et une 

caractérisation des propriétés hydrodynamiques associés à chaque lithofaciès (Chapitre D), a permis 

de définir un modèle hydrostratigraphique tridimensionnel réaliste représentant l’hétérogénéité 

hydrodynamique du dépôt fluvioglaciaire dans la zone non-saturée du bassin d’infiltration. Malgré les 

limites évoquées précédemment, ce modèle traduit une hétérogénéité hydrodynamique 

représentative du dépôt fluvioglaciaire. Les hydrofaciès modèles traduisent le comportement 

hydrodynamique moyen de chaque type d’hydrofaciès. Les hétérogénéités mises en évidence sont 

susceptibles de se retrouver dans la zone non-saturée du bassin d’infiltration. 

L’objectif de cette discussion est d’évaluer le potentiel du modèle hydrostratigraphique 

proposé à traduire le lien entre l’hétérogénéité hydrodynamique du dépôt fluvioglaciaire, 

caractérisée à l’échelle de l’hydrofaciès par notre approche hydrogéophysique, et l’hétérogénéité 

des écoulements dans la zone non-saturée du bassin. Il s’agit notamment d’évaluer la présence de 

chemins préférentiels d’écoulement, mise en évidence dans des environnements sédimentaires 

hétérogènes comparables, en zones saturée (Klingbeil, 1998; Bersezio et al., 1999) et non-saturée 

(Seiler et al., 2002; Ammann et al., 2003; Heilig et al., 2003; Jared West et Truss, 2006). Les chemins 

d’écoulement préférentiel se définissent par les parties du volume poral concentrant la majorité de 

l’écoulement se produisant dans un milieu poreux. Les flux préférentiels sont à l’origine d’un 

écoulement de l’eau et d’un transfert de solutés inégal au sein du milieu poreux (Walter et al., 2000). 

L’influence de l’hétérogénéité hydrodynamique sur les écoulements a été discutée à travers 

des modélisations d’écoulement en deux dimensions (I) et en trois dimensions (II) réalisée à partir du 

modèle hydrostratigraphique. L’étude des écoulements à travers ces deux types de modélisation 

nous a permis de mettre en évidence différents types d’écoulements préférentiels. Une typologie de 

ces écoulements préférentiels susceptibles de se produire dans la zone non-saturée du bassin 

d’infiltration est proposée au III. 

Notons que les écoulements non-saturés n’ont été étudiés qu’au niveau de la zone nord du 

puits de mesure. Cette zone, correspondant à une parcelle élémentaire du bassin d’infiltration, est 

supposée représentative du dépôt fluvioglaciaire et des écoulements sous l’ensemble du bassin 

d’infiltration. 

I. Caractérisation des écoulements bidimensionnels en zone nonsaturée 

La discussion du rôle de l’hétérogénéité hydrodynamique sur les écoulements en zone nonsaturée 

est effectuée à partir de la modélisation avec Hydrus-2D de l’essai d’infiltration réalisé en 

conditions initiales sèches (essai DjR-N1). Cet essai est présenté au Chapitre D. Les informations 

concernant cette modélisation (domaine modélisé, conditions initiales et limites, paramètres 

d’entrée) sont présentés au Chapitre D. Le choix de cet essai se justifie par une meilleure traduction 

des variations de teneurs en eau mesurées à 1,15 m de profondeur que l’essai réalisé en conditions 

initiales humides. Dans un premier temps, l’hétérogénéité de l’écoulement, traduite par les 

variations des teneurs en eau et pressions capillaires au cours des phases d’infiltration et de drainage 

199


Figure 110 : voir légende p. 201 

de l’essai DjR-N1, est caractérisée (I.1). Cette caractérisation permet notamment de mettre en 

évidence des mécanismes d’écoulement préférentiels, qui sont discutés dans un deuxième temps 

(I.2). Les champs de variations de teneur en eau et de pression capillaire sont présentés sur la Figure 

110. 

I.1. Caractérisation de l’hétérogénéité d’écoulement 

Le champ initial de pressions capillaires (t = 0 min, Figure 110) met en évidence le lien entre 

l’hétérogénéité sédimentaire et l’hétérogénéité hydrodynamique. L’hétérogénéité principale est 

associée aux couches de graviers sans matrice. Cet hydrofaciès est à l’origine d’un gradient élevé de 

pression capillaire, à l’interface entre la partie supérieure de cet hydrofaciès et l’hydrofaciès la 

surmontant (Figure 110 : b). Ce gradient est du à une forte désaturation des graviers sans matrice. En 

effet, aux pressions capillaires élevées (état hydrique proche de la saturation), la conductivité 

hydraulique des hydrofaciès Gcx,o et Gcg,o est maximale, et dépasse de plus de deux ordres de 

grandeur la conductivité hydraulique des autres hydrofaciès (Chapitre D et Figure 111). En phase 

initiale de drainage, ces hydrofaciès sont donc ceux qui sont drainés le plus rapidement. Ce drainage 

entraine une diminution de la teneur en eau et de la pression capillaire, qui entraîne également une 

diminution rapide de la conductivité hydraulique, comme le montre la Figure 111. Les graviers sans 

matrice deviennent moins conducteurs que les 3 autres hydrofaciès, et sont alors impliqués dans des 

barrières à l’écoulement par capillarité. L’écoulement est concentré dans les microporosités de 

l’hydrofaciès surmontant les graviers sans matrice, et ne pénètre pas les macroporosités de cet 

hydrofaciès. Cet hydrofaciès est ainsi à l’origine d’un effet de barrière capillaire. La Figure 111 

montre que la pression capillaire critique, correspondant à la pression capillaire en-dessous de 

laquelle la conductivité hydraulique des hydrofaciès Gcg,o et Gcx,o devient inférieure à celle des trois 

autres hydrofaciès modèles, est de l’ordre de -20 à -30 mm. Cet effet de barrière capillaire explique 

les teneurs en eau plus élevées (Figure 110 : a) dans l’hydrofaciès surmontant les graviers sans 

matrice (accumulation d’eau s’écoulant par la couche supérieure, plus conductrice que les graviers 

sans matrice). 

La conductivité hydraulique élevée de ces hydrofaciès aux pressions capillaires élevées est 

responsable d’un écoulement préférentiel par ces couches de graviers sans matrice lors de la phase 

d’infiltration (t = 10 min, t = 30 min et t = 60 min, Figure 110). Au cours de cette phase, le flux imposé 

en surface engendre une augmentation de la pression capillaire dans le domaine modélisé. Le 

potentiel de pression atteint des valeurs positives, ce qui conduit à une saturation de la partie du 

domaine interne au front de propagation de l’infiltration. Cette augmentation de la pression 

capillaire touche les couches de graviers sans matrice proche de la surface, et se traduit par une 

saturation partielle en début d’infiltration (Figure 110 : c, t= 10 min, t = 30 min et t = 60 min), puis 

totale à la fin (Figure 110 : d, t= 60 min). La conductivité hydraulique élevée des graviers sans matrice 

200


Figure 110 : variations du champ de teneur en eau et de pression capillaire associés aux phases d’infiltration 

(entre t = 0 min et t = 60 min) et de drainage (t = 120 min et t = 300 min, soit respectivement 1 h et 4 h après la 

fin de l’infiltration) de l’essai DjR-N1 

201


entraîne un flux d’écoulement latéral élevé, interne aux hydrofaciès Gcx,o dans la partie supérieure 

du domaine. Ce flux contribue à augmenter les pressions capillaires dans la partie inférieure des 

graviers sans matrice, et donc à décaler le front d’infiltration dans la partie gauche du domaine 

modélisé (phénomène amorcé à t = 10 min, et nettement visible à t = 30 min et à t = 60 min, Figure 

110). 

Figure 111 : courbes de conductivité hydraulique en fonction de la pression capillaire K(h) des quatre 

hydrofaciès modèles 

L’écoulement préférentiel ainsi généré est assimilable à un "drain" (écoulement préférentiel 

de type "drain" par les couches de graviers sans matrice). La modélisation permet de traduire les 

écoulements rapides pouvant être occasionnés au sein de macropores de cet hydrofaciès. 

L’écoulement de type drain est essentiellement gravitaire (les teneurs en eau les plus élevées sont 

situées à la base des couches), et prend place suivant la ligne de plus grande pente de cet 

hydrofaciès. Ce type d’écoulement est conditionné par un flux suffisamment fort alimentant 

continuellement la partie supérieure de ces graviers, et permettant ainsi de maintenir une pression 

capillaire élevée. 

Cet écoulement de type drain s’observe dans les hydrofaciès Gcx,o de la partie supérieure du 

domaine modélisé (graviers sans matrice inclus dans la nappe de charriage de graviers supérieure). 

Lorsque le flux n’est pas suffisamment élevé dans la partie supérieure des couches de graviers sans 

matrice, la pression capillaire n’augmente pas suffisamment pour que la conductivité hydraulique 

des graviers sans matrice soit plus élevée que celles des autres hydrofaciès (Figure 111). La différence 

de conductivité entre les graviers sableux bimodaux et les graviers sans matrice engendre ainsi une 

déviation latérale de l’écoulement, à l’interface supérieure des graviers sans matrice. Cette déviation 

s’observe notamment à t = 60 min (Figure 110 : e), à la fin de la phase d’infiltration, dans les couches 

de graviers sans matrice situés sous le remplissage sableux, et s’observe essentiellement lors de la 

phase de drainage. En phase d’infiltration, une percée partielle de l’écoulement dans les graviers 

sans matrice se traduit par une augmentation de la teneur en eau dans la partie supérieure des 

graviers sans matrice. Notons que durant la phase d’infiltration, le remplissage sableux a un effet 

inertiel sur la propagation du front d’infiltration, le potentiel de pression positif étant limité à la base 

de ce remplissage (Figure 110 : f, t = 60 min). 

Lors de la phase de drainage, les zones de pressions capillaires les plus élevées sont le 

remplissage sableux (Figure 110 : g, t = 120 min), les parties supérieures des couches de graviers 

202


(Figure 110 : h, t = 120 min et t = 300 min), et des colonnes situées à la base des couches de graviers 

(Figure 110 : i, t = 120 min et t = 300 min). Ces deux dernières zones sont associées directement ou 

indirectement à des effets de barrière capillaire. Les couches de graviers sans matrice se désaturent 

en effet rapidement lors de la phase de drainage (t = 120 min et t = 300 min, Figure 110). Ces effets 

de barrière capillaire contribuent à maintenir une teneur en eau plus élevée dans les hydrofaciès 

surmontant les couches de graviers sans matrice (zones d’accumulation préférentielle d’eau). Les 

zones de saturation plus élevées à la base des couches de graviers sont associés à l’écoulement 

latéral engendré par la déviation du flux du à l’effet de barrière capillaire. Ces écoulements sont 

référencés en tant que funneled flows, ou écoulement en entonnoir. 

I.2. Discussion sur les écoulements préférentiels 

La caractérisation des écoulements en deux dimensions met en avant des mécanismes 

d’écoulement préférentiels, associés aux graviers sans matrice (hydrofaciès Gcx,o et Gcg,o). Ces 

écoulements préférentiels sont des écoulements de type "drain" et des écoulements en entonnoir 

(funneled flows). 

I.2.1. Ecoulement de type "drain" 

Au cours de la phase d’infiltration, l’augmentation des pressions capillaires entraîne une 

saturation des couches de graviers sans matrice, qui par leur conductivité hydraulique élevée par 

rapport aux autres hydrofaciès (aux pressions capillaires élevées), agissent comme des "drains" 

d’écoulement. L’écoulement se produisant dans ces hydrofaciès est rapide, et essentiellement 

gravitaire, l’écoulement suivant la ligne de plus grande pente. La Figure 112 illustre ce type 

d’écoulement préférentiel. 

Figure 112 : écoulement préférentiel de type drain par les graviers sans matrice (cas de l’hydrofaciès Gcx,o à 

proximité de la surface du bassin) 

Cet écoulement préférentiel a déjà été décrit dans la littérature. Il s’agit d’un écoulement 

particulier par les macropores d’un dépôt sédimentaire, correspondant à des "conduits" physiques à 

travers lesquels l’eau peut être rapidement transmise. Ce type d’écoulement est notamment 

référencé en tant que "short-circuiting flow" (Kung, 1990). Ce type d’écoulement préférentiel est 

notamment fréquent dans les dépôts sédimentaires grossiers et non-cohésifs, comme les dépôts 

fluvioglaciaires. Les graviers sans matrice, largement caractérisé dans les environnements de 

chenaux en tresse, peuvent agir en tant que chemins préférentiels de type "drain" (Klingbeil et al., 

203


1999; Heinz et Aigner, 2003b; Heinz et al., 2003). La caractérisation de ces écoulements n’a 

cependant été réalisée qu’en zone saturée jusqu’à présent. Les résultats présentés montrent que ce 

type d’écoulement est également susceptible de se produire dans la zone non-saturée d’un dépôt 

sédimentaire. Ce type d’écoulement dans la zone non-saturée est cependant conditionné par un flux 

d’alimentation en eau suffisant pour maintenir une pression capillaire élevée à l’interface supérieure 

des couches de graviers sans matrice. Par les écoulements rapides qu’ils génèrent, ces hydrofaciès 

peuvent avoir une influence sur le transfert de contaminants (Jussel et al., 1994; Klingbeil et al., 

1999; Heinz et al., 2003). 

La modélisation sous Hydrus2D ne traduit cependant pas l’écoulement réel par les 

macropores de cet hydrofaciès. L’écoulement modélisé suit la loi de Richards, et ne traduit pas 

physiquement l’écoulement réel gravitaire par les macropores des graviers sans matrice. Afin de 

décrire les écoulements internes à ces couches de graviers sans matrice, un modèle adapté à la 

représentation des écoulements par ces macropores est nécessaire. Simunek et al. (2003) propose 

une revue des modèles représentant ce type d’écoulement. L’approche par ondes cinématiques (Di 

Pietro et al., 2003; Rousseau et al., 2004) pourrait par exemple permettre de traduire de façon plus 

réaliste les écoulements préférentiels de type "drain". De plus, une évaluation expérimentale du 

comportement hydrodynamique de ces hydrofaciès en modèle réduit de laboratoire permettrait 

également d’améliorer la compréhension de l’influence de ces hydrofaciès sur les écoulements en 

zone non-saturée. 

I.2.2. Effets de barrière capillaire et funneled flows 

Les hydrofaciès Gcg,o et Gcx,o sont également impliqués dans des effets de barrière 

capillaire. Une barrière capillaire correspond à une interface limitant fortement l’écoulement de l’eau 

par capillarité. Les effets de barrières capillaires se produisent aux interfaces entre une couche de 

granulométrie fine surmontant une couche de granulométrie grossière (Heilig et al., 2003). Dans le 

cas du dépôt fluvioglaciaire étudié, la conductivité hydraulique des graviers sans matrice diminue 

fortement en phase de drainage, ce qui empêche l’écoulement de l’eau par capillarité. L’eau est 

retenue par capillarité dans les microporosités de l’hydrofaciès surmontant la couche de graviers 

sans matrice, conduisant ainsi à une accumulation locale d’eau. 

Figure 113 : écoulement préférentiel de type entonnoir généré par des effets de barrière capillaire 

impliquant des graviers sans matrice 

204


Les effets de barrière capillaire impliquant des couches de graviers sans matrice inclinées 

(par exemple, hydrofaciès Gcg,o des progradations internes à une barre de gravier) sont à l’origine 

d’une déviation du flux d’écoulement. L’écoulement est concentré dans la couche surmontant 

l’interface de la barrière capillaire. Un écoulement à forte composante latérale est ainsi généré. Une 

illustration de la déviation du flux par effet de barrière capillaire est présentée sur la Figure 113. 

Ce type d’écoulement préférentiel a été décrit en tant que funneled flows (Miyasaki, 1988; 

Kung, 1990; Heilig et al., 2003), ou écoulement en entonnoir. La déviation de l’écoulement induit en 

effet un écoulement concentré à la base de la couche de granulométrie grossière impliquée dans 

l’effet de barrière capillaire (écoulement concentré dans une colonne, Figure 114). L’effet de ces 

écoulements en entonnoir est nettement visible lors de la phase de drainage modélisée. Ils 

engendrent une saturation plus importante dans des colonnes à la base des couches de graviers sans 

matrice (augmentation locale de la pression capillaire, Figure 110 : i). 

Figure 114 : illustration schématique d’un effet entonnoir du à un effet de barrière capillaire. D’après Kung 

(1990). 

Lorsque la pression capillaire augmente dans la partie supérieure des couches de graviers 

sans matrice (augmentation causée par à une accumulation d’eau), une percée des couches de 

graviers sans matrice par l’écoulement peut être engendrée. Cette percée se traduit sur les profils 

modélisés par une faible augmentation de la teneur en eau dans la partie supérieure des couches de 

graviers sans matrice. Cette percée partielle est également visible sur la Figure 113 : un flux 

d’écoulement vertical interne aux couches de graviers sans matrice est responsable de cette 

augmentation de la teneur en eau. Ce phénomène de percée partielle a notamment été caractérisé 

par Kung (1990), et étudié expérimentalement en laboratoire par Walter et al. (2000). Ces derniers 

distinguent ainsi trois zones particulières de l’écoulement à l’interface de la barrière capillaire (Figure 

115). La première correspond à une déviation de l’écoulement de l’eau par capillarité. Cet 

écoulement suit l’interface impliquée dans la barrière capillaire, sans pénétrer la couche sousjacente. 

Ce régime d’écoulement se poursuit tant que la pression capillaire à l’interface entre les 

deux couches impliquées est suffisamment faible pour empêcher l’écoulement dans les pores de la 

couche sous-jacente. Lorsque la pression capillaire devient suffisamment importante, une partie de 

l’eau pénètre dans la couche sous-jacente. Il s’agit de la zone de percée partielle. Enfin, 

l’augmentation de la pression capillaire conduit à une troisième zone correspondant à une percée 

complète de la couche sous-jacente (Walter et al., 2000). Le régime de percée complète est 

fortement dépendant de la pente de l’interface, ainsi que du flux d’eau sur la barrière capillaire. 

205


Figure 115 : illustration schématique d’un écoulement de type entonnoir, et zones d’écoulement à l’interface 

entre les deux lithofaciès impliqués dans l’effet de barrière capillaire. D’après Heilig et al. (2003). 

La compréhension des mécanismes d’écoulement aux interfaces des barrières capillaires 

naturelles d’un dépôt sédimentaire est primordiale pour la compréhension des mécanismes de 

transfert de polluants en profondeur dans ces dépôts. Heilig et al. (2003) montrent l’impact 

significatif de barrières capillaires naturelles, présentes dans des dépôts fluviatiles sableux, sur les 

écoulements et le transfert de solutés, par expérience de traçages in situ au chlorure. Les 

expériences montrent une forte régionalisation des chlorures, dans la partie supérieure de l’interface 

impliquée dans la barrière capillaire, ainsi que le phénomène de percée de l’écoulement de l’eau 

dans la couche sous-jacente (Figure 116). Ce phénomène de percée peut être du à un autre type 

d’écoulement préférentiel, connu sous le nom de digitations, généré par l’instabilité de la 

propagation du front d’infiltration. Les digitations sont des filets d’écoulements saturés, en forme de 

doigts de gants, dans une matrice environnante non-saturée. Les digitations sont générées par 

l’instabilité associée à la compression de l’air dans le sol suite à une infiltration, ou à une interface 

horizontale entre une couche supérieure à granulométrie fine et une couche inférieure à 

granulométrie plus grossière et sèche (Kung, 1990). 

Figure 116 : a) distribution de la teneur en eau de part et d’autre d’une interface sable fin/sable grossier, et 

b) distribution d’ions chlorure correspondante (les couleurs sombres sont associées aux concentrations les 

plus élevées), mesurées dans un dépôt fluviatile sableux par Heilig et al. (2003). Les barrières capillaires 

peuvent conduire à une forte régionalisation des concentrations de solutés. D’après Heilig et al. (2003). 

206


En ce qui concerne le phénomène de percée de l’écoulement, l’augmentation locale de la 

teneur en eau dans la partie supérieure des couches de graviers sans matrice, observée notamment 

lors des phases d’infiltration et de drainage modélisées (Figure 110, T = 60 min et T= 120 min), ne 

traduit pas l’écoulement réel susceptible de se produire par les macropores de ces couches de 

graviers. Une percée des couches de graviers sans matrice pourrait engendrer un écoulement rapide 

et gravitaire en profondeur. Ce type d’écoulement peut avoir une influence sur le transfert de 

polluants en profondeur. 

Notons enfin que les funneled flows peuvent également se produire lorsqu’une couche de 

forte impédance hydraulique est surmontée par une couche de plus forte conductivité. Le flux 

d’écoulement est alors dévié le long de l’interface, la pénétration de l’eau dans la couche de faible 

conductivité étant limitée. Ce cas peut correspondre à des inclusions d’éléments fins (silts, argiles) 

dans des dépôts sédimentaires, notamment dans des structures de remplissage. Les drapages fins de 

type silto-argileux, observés par exemple dans un remplissage sableux de l’affleurement du dépôt 

fluvioglaciaire analogue actuel du Breidamerkurjökull (Chapitre B, paragraphe III.2.2.), peuvent 

conduire à ce type d’écoulement préférentiel. Par analogie sédimentaire, ce type d’hétérogénéité, 

non pris en compte dans le modèle hydrostratigraphique, est susceptible de se retrouver dans des 

structures de remplissages du dépôt fluvioglaciaire de l’Est lyonnais. Ce type d’hétérogénéité peut 

expliquer les variations de teneur en eau observées expérimentalement lors des essais d’infiltration 

(Chapitre D). 

II. Apport de la caractérisation tridimensionnelle 

Les modélisations présentées jusqu’à présent ont permis de caractériser les écoulements en 

deux dimensions. Les écoulements préférentiels mis en évidence montrent cependant l’importance 

d’évaluer les écoulements en 3 dimensions. Par exemple, la modélisation bidimensionnelle ne 

permet pas de rendre compte des écoulements gravitaires réels tridimensionnels se produisant dans 

les couches de graviers sans matrice lors des phases d’infiltration. Une modélisation des écoulements 

en trois dimensions a donc été réalisée à partir du modèle hydrostratigraphique de la zone Nord. 

Cette modélisation correspond à l’infiltration consécutive à un épisode pluvieux réel (infiltration sur 

toute la surface de la zone Nord). L’objectif de cette modélisation en trois dimensions est d’évaluer 

l’apport de la caractérisation tridimensionnelle des hétérogénéités hydrodynamiques pour la 

compréhension des écoulements, notamment préférentiels, en zone non-saturée. La modélisation 

des écoulements en trois dimensions permet également d’évaluer l’effet des éléments 

architecturaux sur l’écoulement. 

II.1. Modélisations d’écoulement en trois dimensions (Hydrus 3D) 

La modélisation des écoulements tridimensionnels a été réalisée avec le logiciel Hydrus3D 

(Simunek et al., 2006). Ce logiciel permet de résoudre numériquement par les éléments finis 

l’équation générale en deux ou trois dimensions de l’écoulement en zone non-saturée (équation de 

Richards, définie au Chapitre D). La version utilisée est une version 3D-Standard (version Beta 0.7). La 

modélisation a été réalisée à partir du modèle hydrostratigraphique tridimensionnel de la zone Nord. 

Les étapes de construction du modèle sont présentées ci-dessous (II.1.1 : discrétisation du domaine ; 

II.1.2 : définition du modèle hydrostratigraphique ; II.1.3 : conditions aux limites ; II.1.4 : conditions 

initiales). 

207


II.1.1. Discrétisation du domaine 

La version d’Hydrus3D utilisée ne permet pas de réaliser un maillage 3D complet, c’est-à-dire 

un maillage de type tétraédrique, et permet seulement d’extruder dans la troisième dimension 

verticale le maillage triangulaire bidimensionnel défini dans un plan horizontal (maillage 

bidimensionnel similaire à celui d’Hydrus2D). La Figure 117 présente le maillage réalisé avec Hydrus 

3D. La discrétisation a été effectuée par Cazalets (2007). Le domaine modélisé correspond à celui du 

modèle stratigraphique de la zone nord, défini au Chapitre C, et a pour dimension 15 m (E-O) x 5 m 

(N-S) x 3 m (prof.). Le maillage dépend des géométries entrées dans le plan horizontal de base, 

correspondant notamment aux lignes de coupes qui pourront être effectuées dans le modèle lors de 

la visualisation des résultats. La discrétisation du domaine conduit à un nombre de 93650 nœuds. Le 

pas d’extrusion verticale est de 5 cm. Cette maille verticale correspond ainsi à la résolution verticale 

du modèle. 

Figure 117 : définition du maillage du domaine modélisé, par extrusion verticale par pas de 5 cm d’un 

maillage horizontal triangulaire de base (maillage bidimensionnel de type Hydrus 2D) 

II.1.2. Définition du modèle hydrostratigraphique 

Le modèle hydrostratigraphique d’entrée correspond au modèle stratigraphique établi par 

interprétation des profils radar et des profilages électriques de la zone nord (Chapitre C). La 

définition de ce modèle sous Hyrdus3D a été effectuée par Cazalets (2007). La construction du 

modèle consiste à définir sur chaque plan horizontal la géométrie des hydrofaciès (Figure 118). Les 

interfaces entre hydrofaciès ont dans un premier temps été digitalisées au sein du bloc radar pseudo- 

3D. La digitalisation a été effectuée avec le logiciel Didger (Golden Software Inc., Colorado, USA), sur 

chaque profil radar géoréférencé dans le référentiel de la zone nord. Les contours isohypses de ces 

interfaces ont ensuite été représentés avec le logiciel Surfer (Golden Software Inc., Colorado, USA), 

par équidistance de 5 cm. Ces contours isohypses ont ensuite été reportés dans chaque plan 

horizontal défini sous Hydrus3D (Figure 118). Les propriétés hydrodynamiques des hydrofaciès 

modèles ont ensuite été affectées (Figure 119c). 

Figure 118 : illustration de la construction du modèle hydrostratigraphique tridimensionnel 

208


Figure 119 : a) modèle stratigraphique de la zone nord, représentant les interfaces entre éléments 

architecturaux du dépôt fluvioglaciaire (Chapitre C), b) conditions aux limites imposées au domaine modélisé 

et c) modèle hydrostratigraphique tridimensionnel de la zone nord, correspondant au domaine modélisé 

sous Hydrus3D (la flèche indique l’ouest). 

II.1.3. Conditions aux limites 

Les conditions aux limites sont similaires à celle entrées sous Hydrus2D. Ces conditions 

limites sont illustrées sur la Figure 119b. Une condition de drainage libre a été fixée sur la limite 

inférieure du domaine. Les surfaces latérales ont été considérées comme des surfaces de 

suintement. 

En surface, idéalement, connaissant les hauteurs d’eau dans le bassin pour un épisode 

pluvieux (données OTHU), une condition de charge variable, correspondant aux hauteurs d’eau 

mesurées dans le bassin, substituée lors de l’événement pluvieux à une condition de flux 

atmosphérique, aurait du être utilisée. Cette condition est la plus réaliste, elle intègre directement 

les mesures expérimentales de hauteur d’eau. Cependant, cette condition n’a pas permis la 

résolution numérique, les calculs n’ayant pu converger (Cazalets, 2007). Une condition de flux 

variable a donc été imposée sur l’ensemble de la surface supérieure. Le flux imposé correspond à la 

variation par unité de temps du volume d’eau dans le bassin, correspondant au volume infiltré (il faut 

donc soustraire à la variation de volume total le volume correspondant aux entrées d’eaux dans le 

bassin d’infiltration). 

Les flux ont donc été déterminés à partir des variations de hauteurs d’eau mesurées dans le 

bassin (mesures OTHU), ainsi que des apports provenant du bassin de rétention/décantation. Ces 

apports ont été supposés continus et constants, le débit d’entrée étant de 700 L/s. Cette hypothèse 

est réaliste dans le cas de forts épisodes pluvieux, et pour des temps suffisamment longs après la fin 

des précipitations. Les apports météoritiques ont été négligés. Le flux a ainsi été calculé de la façon 

suivante : 

 

 

é 

 

 

 

209 

1 

∆ 

L’épisode pluvieux choisi correspond à une forte pluviométrie, engendrant des variations de 

hauteur d’eau cohérentes sur l’ensemble de la surface du bassin d’infiltration (épisode pluvieux du 

17 mai 2007, correspondant à une pluviométrie de 28,4 mm mesurée sur le site). Ces variations sont 

enregistrées par quatre capteurs de hauteurs d’eau répartis sur le bassin d’infiltration. De faibles


Figure 120 : voir légende p. 211 

précipitations n’engendrent une augmentation de la hauteur d’eau que pour les capteurs les plus 

proches de l’entrée des eaux pluviales. Les mesures de hauteur d’eau considérées sont celles qui 

fournissent des variations simultanées de la hauteur d’eau aux quatre points de mesure. Le choix de 

ce type d’épisode pluvieux permet de plus de s’assurer que l’infiltration d’eau se produit sur 

l’ensemble de la surface du bassin. Le flux imposé correspond à la phase de décroissance de la 

hauteur d’eau (Cazalets, 2007). 

II.1.4. Conditions initiales 

Les conditions initiales ont été fixées par drainage du domaine modélisé à partir d’un état de 

saturation totale du dépôt fluvioglaciaire. Le temps de drainage a été fixé à 130000 s, soit 1,5 jours 

environ. 

II.2. Caractérisation de l’écoulement en trois dimensions 

La Figure 120 présente les résultats de la modélisation des écoulements tridimensionnels 

dans la zone nord du puits de mesure. La condition limite en surface correspond au flux infiltré lors 

de l’épisode pluvieux du 17 mai 2007. La durée d’infiltration est de 30 h. 

L’état initial (Figure 120, t = 0 h) confirme les résultats de la modélisation réalisée en deux 

dimensions. L’hétérogénéité principale correspond au gradient capillaire élevé engendré par les 

graviers sans matrice (Figure 120 : a). Ce gradient élevé traduit une désaturation importante de ces 

hydrofaciès, à l’origine d’un effet de barrière capillaire entraînant une saturation résiduelle plus 

importante dans l’hydrofaciès surmontant les graviers sans matrice. 

Lors de la phase d’infiltration, les écoulements préférentiels de type "drain" par les graviers 

sans matrice ne sont pas observés. Une augmentation de la teneur en eau interne à ces hydrofaciès 

traduit cependant une percée partielle de l’écoulement (Figure 120 : b, c, et f). Ce résultat traduit 

l’importance de la caractérisation tridimensionnelle des hétérogénéités hydrodynamiques. La 

modélisation bidimensionnelle a tendance à surestimer les pressions capillaires dans la partie 

supérieures des graviers sans matrice. L’accumulation d’eau dans la partie supérieure des graviers 

sans matrice ne traduit pas la déviation du flux dans une troisième dimension. L’absence de 

saturation totale lors de la modélisation en trois dimensions peut également être due à un flux 

d’alimentation en eau insuffisant des graviers sans matrice. La modélisation d’un flux d’entrée plus 

élevé permettrait d’évaluer cette hypothèse. Des zones de percée sont cependant observées, ce qui 

induit un risque d’écoulement rapide et gravitaire par les graviers sans matrice. 

210


Figure 120 : variations de teneurs en eau et de pressions capillaires suite à un épisode pluvieux dans la zone 

nord du puits expérimental. La phase d’infiltration dure 30 heures. 

211


L’évolution temporelle du front d’infiltration (entre t = 1 h et t = 3 h, Figure 120) permet 

d’évaluer l’impact du remplissage sableux sur la propagation du front d’infiltration. Cette structure 

retarde la propagation du front d’infiltration (Figure 120 : d). L’hydrofaciès S-x est en effet moins 

conducteur que les autres hydrofaciès à un état hydrique proche de la saturation, correspondant aux 

pressions capillaires les plus élevées. Le front d’infiltration se propage préférentiellement par les 

structures constituées par des graviers sableux (nappes de charriage et barres de graviers). Le 

comportement inertiel se traduit également par les pressions capillaires restant élevées dans le 

remplissage sableux lors de la phase d’infiltration (Figure 120 : e). Ce comportement avait également 

été noté lors de la phase de drainage de l’essai DjR-N1 modélisé en deux dimensions. 

En fin de phase d’infiltration (t = 20 h), la diminution du flux en surface engendre une 

diminution globale des pressions capillaires dans le domaine modélisé. Cette diminution engendrent 

des effets de barrière capillaire impliquant les hydrofaciès de graviers sans matrice (Figure 120 : g), et 

se traduisant par une augmentation locale de la teneur en eau dans l’hydrofaciès supérieur. 

Les écoulements de type funneled flows se traduisent par une pression capillaire plus élevée 

dans des colonnes à la base des couches de graviers sans matrice lors de la phase de drainage du 

dépôt (Figure 120 : h). Les écoulements latéraux engendrés suivent la ligne de plus grande pente de 

ces hydrofaciès (Figure 121). La modélisation des écoulements en trois dimensions traduit ainsi de 

façon plus réaliste ce type d’écoulement préférentiel. Lors de la phase d’infiltration, les graviers sans 

matrice n’ont pas une influence importante sur la propagation globale du front d’infiltration. Le 

modèle hydrostratigraphique ne présente pas en effet pas d’interconnections entre les couches de 

graviers sans matrice. Dans ce cas, les risques d’écoulements rapides et gravitaires en profondeur 

sont limités (Jussel et al., 1994). 

Figure 121 : écoulement de type entonnoir (entouré en noir), mis en évidence dans la zone de progradation 

des graviers sans matrice (unité 9 du modèle stratigraphique de la zone nord, Chapitre C). L’écoulement lors 

de la phase de drainage suit la ligne de plus grande pente de ces hydrofaciès. 

III. Définition d’une typologie d’écoulements préférentiels 

Les résultats précédents permettent de dresser une typologie d’écoulements préférentiels 

susceptibles de se produire sous le bassin DjR (Tableau 27). Cette typologie est issue de l’étude des 

écoulements en zone non-saturée d’une parcelle élémentaire du bassin d’infiltration (zone nord du 

puits de mesure). Elle n’a donc qu’une valeur locale. L’environnement sédimentaire étant cependant 

le même à l’échelle du bassin d’infiltration (environnement de dépôt de systèmes en tresse), 

l’hypothèse d’extrapolation de cette typologie à l’ensemble du bassin d’infiltration est réaliste. Cette 

typologie, établie à partir des résultats des modélisations en 2 et 3 dimensions, n’est cependant pas 

212


exhaustive. D’autres types d’écoulement, associés aux hétérogénéités non pris en compte par le 

modèle hydrostratigraphique, et non caractérisés dans la zone nord, peuvent se produire. 

De par leur forte conductivité hydraulique saturée, les hydrofaciès de graviers sans matrice 

peuvent agir comme des chemins préférentiels d’écoulement de type drain. Les écoulements s’y 

produisant sont rapides et essentiellement gravitaires, et s’effectuent donc suivant le pendage le 

plus fort de ces unités. Ces chemins préférentiels d’écoulement ne sont activés qu’en cas de 

saturation des macropores de cet hydrofaciès. Cette condition est remplie lorsqu’un flux 

suffisamment fort alimente la partie supérieure des graviers. Les modélisations d’écoulement 

tridimensionnel ne permettent cependant pas de visualiser ce type d’écoulement. Des zones de 

percée sont cependant présentes, ce qui induit un risque de pénétration d’eau dans les couches de 

graviers sans matrice. La modélisation réalisée avec Hydrus ne permet pas alors de traduire 

l’écoulement réel se produisant par les macropores de ces hydrofaciès. Des modèles adaptés à ce 

type d’écoulement doivent être utilisés afin d’évaluer de façon plus réaliste ces écoulements de type 

drain. Des expériences sur des modèles réduits de laboratoire permettraient de plus d’évaluer les 

conditions de saturation de ces couches de graviers en zone non-saturée, et ainsi d’évaluer les 

risques d’écoulement rapide et gravitaire en profondeur. 

Les graviers sans matrice sont également impliqués dans des effets de barrière capillaire. 

Lorsque la pression capillaire n’est pas suffisamment élevée pour induire une percée de l’écoulement 

dans cet hydrofaciès, un flux latéral de type entonnoir est alors induit. Ces flux suivent l’interface 

entre les graviers sans matrice et l’hydrofaciès les surmontant. L’écoulement s’effectue le long de la 

ligne de plus grande pente de la limite supérieure des graviers sans matrice. Ce type d’écoulement se 

produit notamment dans les progradations de graviers sans matrice et de graviers sableux bimodaux 

constituant des barres de graviers, ou dans la partie supérieure des hydrofaciès Gcx,o subhorizontaux 

inclus dans le dépôt tabulaire massif présent dans les premiers décimètres sous la surface du bassin. 

La modélisation tridimensionnelle met en évidence des zones de percée partielle, caractéristiques 

des écoulements de type funneled flows décrits par Walter et al. (2000). Ces résultats confirment la 

présence de ce type d’écoulement dans des dépôts sédimentaires naturels, déjà mise en évidence 

dans des dépôts fluviatiles par Heilig et al. (2003). Lors de la phase d’infiltration, les graviers sans 

matrice n’ont pas d’influence sur la propagation globale du front d’infiltration. Les écoulements en 

entonnoir se mettent en place lors de la phase de drainage suivant l’infiltration. 

Enfin, à l’échelle plus large de l’élément architectural, les unités structurales de type 

remplissage sableux induisent également une hétérogénéité de la propagation du front d’infiltration 

et du champ de teneur en eau. Par leur conductivité hydraulique à saturation plus faible que celle 

des autres lithofaciès, les lentilles ou les remplissages constitués d’hydrofaciès S-x engendrent un 

retard de propagation du front d’infiltration par rapport aux structures constitués de graviers sableux 

(barres de graviers, nappes de charriage de graviers). Le comportement inertiel de cet hydrofaciès 

implique des temps de séjour de l’eau plus long dans les structures de remplissage, ce qui peut avoir 

un impact sur les transferts de polluants. La connaissance de la géométrie (orientation, pendage) de 

ces formes de dépôt est de plus primordiale afin d’estimer correctement les temps d’arrivée d’eau à 

la nappe sous-jacente. 

213


Tableau 27 : typologie non exhaustive d’écoulements préférentiels induits par l’hétérogénéité sédimentaire 

du dépôt fluvioglaciaire sous-jacent au bassin DjR, définie à partir de l’étude d’une parcelle élémentaire du 

bassin 

Type d’écoulement 

préférentiel 

A l’échelle de 

l’hydrofaciès 

A l’échelle des 

éléments 

architecturaux 

Drains 

Ecoulement 

en entonnoir 

(funneled 

flows) 

Ecoulement 

préférentiel 

par les formes 

de dépôt de 


grossière 

Description 

Ecoulement 

rapide et 

gravitaire par la 

structure 

macroporeuse 

des hydrofaciès 

Gcg,o et Gcx,o 

Ecoulement à 

composante 

latérale à 

l’interface d’une 

barrière 

capillaire 

impliquant les 

hydrofaciès 

Gcx,o et Gcg,o 

dans la couche 

inférieure ; 

percée partielle 

occasionnelle 

des graviers sans 

matrice 

Effet retard des 

structures de 

remplissages 

sableux, 

propagation plus 

rapide du front 

d’infiltration par 

les formes de 

dépôt à fraction 


majoritaire en 

graviers (barres 

ou nappes de 

charriage de 

graviers) 

Condition 

d’existence 

Flux 

d’alimentation 

suffisamment 

élevé pour que 

l’augmentation 

de la pression 

capillaire dans 

la partie 

supérieure de 

ces 

hydrofaciès 

permette la 

percée de 

l’écoulement 

dans les 

macropores 

Effet de 

barrière 

capillaire 

Présence de 

structures de 

remplissage à 


fine 

214 

Percée partielle 

Gcg,o 

Colonnes de 

saturation 

résiduelle 

plus élevée 

Illustration 

Déviation du flux 

Gcm,b 

Gcg,o


IV. Conclusion 

Cette discussion montre le potentiel du modèle hydrostratigraphique défini par l’approche 

hydrogéophysique utilisée dans le cadre de ce travail à traduire le lien entre l’hétérogénéité 

hydrodynamique du dépôt fluvioglaciaire, caractérisée à l’échelle de l’hydrofaciès, et l’hétérogénéité 

des écoulements dans la zone non-saturée d’une parcelle élémentaire du bassin d’infiltration. La 

structure sédimentaire (hydrofaciès, éléments architecturaux) est notamment à l’origine de flux 

préférentiels d’écoulements, susceptibles de se produire dans la zone non-saturée du bassin 

d’infiltration. Les écoulements en 3 dimensions permettent de traduire de façon plus réaliste ces 

écoulements préférentiels. Une typologie de ces écoulements a pu être établie. 

A l’échelle mésoscopique (échelle de l’hydrofaciès), l’hétérogénéité de l’écoulement est 

associée aux couches de graviers sans matrice. Ces hydrofaciès sont impliquées dans des 

écoulements préférentiels de type drain (écoulement rapides et gravitaires par la structure 

macroporeuse de cet hydrofaciès) et de type entonnoir (effet de barrière capillaire dans la partie 

supérieure des graviers sans matrice, engendrant un écoulement latéral à l’interface de la barrière 

capillaire). Ce type d’écoulement préférentiel peut avoir un impact sur les mécanismes de transfert 

de contaminants, comme l’ont montré Heilig et al. (2003) dans des dépôts fluviatiles. En ce qui 

concerne les écoulements de type drain, des modèles adaptés à la représentation des écoulements 

par les macropores des graviers sans matrice doivent être utilisés afin de modéliser de façon plus 

réaliste ce type d’écoulement. Les écoulements préférentiels engendrés par les graviers sans matrice 

doivent de plus être analysés en conditions contrôlées dans des modèles réduits de laboratoire, afin 

d’évaluer expérimentalement les conditions d’activation de ces chemins préférentiels, et leur impact 

sur les mécanismes de rétention/transfert de polluants. 

A l’échelle macroscopique, l’écoulement se produit préférentiellement par les éléments 

architecturaux constitués par des dépôts à fraction granulométrique en graviers majoritaire, comme 

les barres de graviers ou les nappes de charriage de graviers. Les graviers sans matrice n’ont pas un 

impact sur la propagation globale du front d’infiltration. Ils influent sur les écoulements lors de la 

phase de drainage consécutive à l’infiltration s’ils ne sont pas interconnectés. Les remplissages 

sableux ont un effet retard sur la propagation du front d’infiltration (comportement inertiel). Les 

temps de séjour de l’eau à l’intérieur de ces structures sont plus longs que dans les éléments 

architecturaux plus grossiers. La connaissance de la géométrie des éléments architecturaux est 

notamment nécessaire pour améliorer les temps d’arrivée d’un front d’infiltration à la nappe. 

215


216

F. Conclusions et perspectives 

Conclusions et perspectives 

Ce travail contribue à l’amélioration des connaissances sur les processus d’écoulements dans 

la zone non-saturée de dépôts sédimentaires hétérogènes, dans le contexte particulier de 

l’infiltration des eaux pluviales urbaines. Celles-ci véhiculent une charge polluante variable provenant 

des activités anthropiques, et présentent un risque de dégradation du sol récepteur et des 

ressources en eau lors de leur infiltration. La zone non-saturée sous-jacente aux bassins d’infiltration, 

souvent constituée de dépôts alluvionnaires hétérogènes, joue un rôle primordial dans les 

mécanismes de transfert de polluants contenus dans les eaux pluviales. La compréhension de la 

façon dont ces hétérogénéités sédimentaires affectent les écoulements d’eau et les flux de polluants 

est ainsi nécessaire dans une optique de préservation durable des sols et des ressources en eau 

souterraine (Huggenberger et Aigner, 1999; Klingbeil et al., 1999; Bridge et Hyndman, 2004). 

Ce travail s’est focalisé sur l’étude du dépôt fluvioglaciaire de l’Est lyonnais, constituant la 

zone non-saturée d’un bassin d’infiltration étudié dans le cadre de l’Observatoire de Terrain en 

Hydrologie Urbaine dans la région lyonnaise (bassin d’infiltration Django Reinhardt de Chassieu). 

L’objectif de ce travail était tout d’abord de caractériser les hétérogénéités sédimentaires et 

hydrodynamiques de ce dépôt, aux échelles du lithofaciès et de l’élément architectural, 

correspondant à l’échelle de l’ouvrage urbain, afin de définir un modèle hydrostratigraphique 

représentatif traduisant l’hétérogénéité hydrodynamique en conditions non-saturées. La 

caractérisation des hétérogénéités du dépôt fluvioglaciaire de l’Est lyonnais a été réalisée par une 

approche hydrogéophysique, couplant une caractérisation de l’architecture sédimentaire du dépôt 

fluvioglaciaire, une investigation géophysique du dépôt par radar géologique et profilage électrique, 

et une caractérisation des propriétés hydrodynamiques du dépôt à l’échelle de l’hydrofaciès. 

L’effet de cette hétérogénéité sur l’écoulement dans la zone non-saturée du bassin 

d’infiltration a été discuté dans un deuxième temps. La modélisation des écoulements en deux et 

trois dimensions a permis de vérifier les hypothèses de chemins préférentiels d’écoulement avancées 

lors d’études antérieures (Winiarski et al., 2004). 

Caractérisation de l’hétérogénéité sédimentaire 

L’étude sédimentologique a permis de caractériser la formation fluvioglaciaire à une échelle 

plus fine que celle d’études antérieures (David, 1967; Mandier, 1984, 2003). Le dépôt fluvioglaciaire 

quaternaire de l’Est lyonnais au niveau du site étudié est caractéristique d’un dépôt de système en 

tresse à charge de fond grossière. Ce type de dépôt a été largement décrit dans la vallée du Rhin 

(Huggenberger, 1993; Siegenthaler et Huggenberger, 1993; Beres et al., 1999; Heinz et al., 2003). 

La description des lithofaciès a été effectuée avec le code de Miall (1978) étendu par 

Klingbeil et al. (1999). Une typologie de quatre lithofaciès fluvioglaciaires a été établie. Cette 

typologie distingue deux lithofaciès majoritaires de graviers sableux, qui se différencient par la forme 

de leur distribution granulométrique, étalée en ce qui concerne le lithofaciès Gcm et bimodale dans 

le cas des lithofaciès Gcm,b. Deux types de lithofaciès minoritaires ont également été décrits. Il s’agit 

du lithofaciès S-x, constitué majoritairement de sables moyens et se présentant sous la forme de 

lentilles d’épaisseur très variable à stratifications internes, et des lithofaciès Gcg,o (granoclassés) et 

Gcx,o (stratifiés subhorizontalement), constitués de graviers sans matrice sableuse ou fine. Les 

graviers sans matrice sont associés aux graviers sableux bimodaux, au sein d’une structure 

d’alternance Gcg,a, traduisant la migration de dunes de graviers. Ces 4 lithofaciès ont été décrits 

dans d’autres dépôts quaternaires analogues (Siegenthaler et Huggenberger, 1993; Jussel et al., 

217


1994; Anderson et al., 1999; Bersezio et al., 1999; Kleineidam et al., 1999; Klingbeil et al., 1999; Heinz 

et al., 2003; Kostic et al., 2005; Zappa et al., 2006). 

Les éléments architecturaux associés sont des structures de remplissages, de nature variée 

(remplissage sableux de la zone A, remplissage grossier de la zone B), des barres de graviers 

constituées par des progradations d’alternances entre graviers sans matrice et graviers sableux 

bimodaux, correspondant à la migration de dunes de graviers, et des nappes de charriage de 

graviers, constituées d’une couche massive de graviers sableux hétérométriques Gcm, au sein de 

laquelle des couches de graviers sans matrice subhorizontale Gcx,o sont intercalées. Ces éléments 

sont caractéristiques d’un paléoenvironnement correspondant à la zone de débit principale définie 

par Heinz et al. (2003). 

Enfin, la relation entre genèse et hétérogénéité des dépôts fluvioglaciaires met en avant 

l’importance de l’interprétation génétique dans la caractérisation structurale de ces dépôts 

sédimentaires. Cette interprétation génétique est ainsi facilitée par l’étude d’analogues de dépôt 

quaternaires, actuellement en formation dans des plaines d’épandage fluvioglaciaire. L’étude de 

deux plaines d’épandage fluvioglaciaire actuelles, à savoir celle du Glacier de Bossons dans le massif 

du Mont Blanc, et celle du Breidamerkurjökull en Islande, a permis déterminer des lithofaciès 

analogues à ceux de l’Est lyonnais sur la base des distributions granulométriques. De par 

l’accessibilité de ces lithofaciès, les plaines d’épandage actuelles constituent des zones privilégiées 

pour la caractérisation in situ des propriétés hydrodynamiques des lithofaciès fluvioglaciaires. 

Caractérisation géophysique de l’architecture fluvioglaciaire en trois dimensions 

L’information sédimentologique obtenue aux échelles du lithofaciès et de l’élément 

architectural par description de parois d’excavation ne fournit qu’une information en deux 

dimensions, insuffisante pour la compréhension de l’architecture sédimentaire. En effet, celle-ci 

influence la répartition des propriétés hydrodynamiques, requise pour la compréhension des 

écoulements en zone non-saturée d’un dépôt sédimentaire hétérogène. Cette caractérisation a été 

réalisée par méthodes géophysiques. Les méthodes du radar géologique (antennes de fréquence 

centrale 200 MHz, 400 MHz et 900 MHz) et du profilage électrique ont montré leur bonne aptitude à 

décrire l’architecture sédimentaire. 

Les profils géophysiques ont dans un premier temps été calibrés sur les parois d’excavation 

décrites lors de l’étude sédimentologique. Les réflecteurs radar sont corrélés à la stratification du 

dépôt fluvioglaciaire. Des horizons d’oxydes de fer, et des niveaux présentant une fraction plus 

importante en particules silteuses provenant de sédiments d’eaux pluviales, présents dans les 

premiers centimètres sous la surface du bassin, peuvent contribuer à accroître l’amplitude des 

réflecteurs (majoritairement dans la proche surface). Les réflecteurs radar fournissent à la fois une 

information sur les éléments architecturaux du dépôt fluvioglaciaire (par la délimitation des surfaces 

radar), mais également sur la stratification interne à ces macroformes. Les caractéristiques des 

réflecteurs radar, notamment le pendage et les amplitudes, sont associées aux lithofaciès et 

agencements de lithofaciès (par exemple, les alternances Gcg,o/Gcm,b). Il est ainsi possible 

d’interpréter les réflecteurs radar à l’échelle du lithofaciès. Les caractéristiques du dépôt 

fluvioglaciaire, lessivé des fractions granulométriques les plus fines, permettent une bonne 

profondeur de pénétration du signal, et font du radar géologique un outil d’investigation privilégié 

des dépôts fluvioglaciaires (Huggenberger et al., 1994; Asprion et Aigner, 1999; Beres et al., 1999; 

Heinz et Aigner, 2003a; Lunt et al., 2004a; Kostic et al., 2005; Huggenberger et Regli, 2006). Dans 

notre cas, l’antenne de fréquence centrale de 400 MHz est celle qui offre le meilleur compromis 

entre résolution verticale et profondeur d’investigation, à l’échelle de l’ouvrage. 

218


Quant à la deuxième méthode utilisée (profilage électrique), elle fournit une information sur 

la lithologie du dépôt, mais ne permet pas d’obtenir une résolution suffisante. L’utilisation couplée 

de la résistivité électrique avec le radar géologique permet cependant de confirmer l’interprétation 

des éléments architecturaux, et de contribuer à l’interprétation des lithofaciès en fournissant une 

information sur la lithologie interne aux éléments architecturaux. Ces résultats confirment les 

travaux de Bowling et al. (2005; 2007) et de Bersezio et al. (2007) portant sur des dépôts 

alluvionnaires. 

L’obtention de blocs pseudo-3D radar et des blocs de résistivité électrique en 3 dimensions a 

permis de caractériser l’architecture tridimensionnelle du dépôt fluvioglaciaire. Cette caractérisation 

confirme la nature de dépôt de système en tresse du dépôt fluvioglaciaire étudié. 

Une typologie de 3 faciès géophysiques a été définie. Elle associe les principales 

caractéristiques sédimentaires du dépôt fluvioglaciaire aux caractéristiques des réflecteurs radar et 

aux variations locales de résistivité électrique. Cette typologie a été utilisée afin d’interpréter les 

mesures géophysiques réalisées autour d’un puits expérimental. Un modèle stratigraphique 

correspondant a ainsi été défini, et validé par confrontation d’un profil radar synthétique au profil 

radar mesuré correspondant. 

Ces modèles stratigraphiques traduisent l’hétérogénéité sédimentaire à l’échelle du 

lithofaciès. Bien que la seule approche géophysique permette d’obtenir une image convenable de 

l’architecture, la caractérisation de la répartition spatiale des lithofaciès nécessite un calibrage 

préliminaire des signaux géophysiques. 

Caractérisation des hydrofaciès 

La dernière composante de l’approche hydrogéophysique développée dans le cadre de ce 

travail consiste en une caractérisation des hydrofaciès, c’est-à-dire des propriétés hydrodynamiques 

homogènes des lithofaciès, utilisables pour la modélisation des écoulements dans la zone nonsaturée. 

Les travaux réalisés jusqu’à présent sur les dépôts fluvioglaciaires se sont focalisés sur la 

caractérisation des propriétés hydrodynamiques de la zone saturée (conductivité hydraulique 

saturée et porosité). Ces propriétés sont insuffisantes pour modéliser et comprendre les 

écoulements spécifiques à la zone non-saturée, exigeant la connaissance des courbes 

hydrodynamiques caractéristiques (courbes de rétention capillaire et de conductivité hydraulique). 

Par une approche d’analogue d’aquifère (Klingbeil et al., 1999), ces propriétés 

hydrodynamiques ont été estimées in situ sur les lithofaciès analogues caractérisés sur les plaines 

d’épandage actuelles. La méthode BEST (Lassabatère et al., 2006) a été utilisée afin de déterminer les 

hydrofaciès analogues sableux (S-x) et à matrice sableuse (Gcm et Gcm,b). Le modèle semi-physique 

d’Arya et Paris (1981), basé sur une relation linéaire entre granulométrie et porosimétrie, a permis 

d’obtenir les propriétés hydrodynamiques des hydrofaciès de graviers sans matrice. Des hydrofaciès 

modèles du dépôt fluvioglaciaire, représentatifs du comportement hydrodynamique du dépôt de 

l’Est lyonnais en conditions hydriques stables, ont été définis. 

La comparaison des quatre hydrofaciès modèles traduit l’hétérogénéité hydrodynamique du 

dépôt fluvioglaciaire. Les graviers sans matrice se singularisent par une conductivité hydraulique à 

saturation de plus de deux ordres de grandeur supérieure à celle des autres hydrofaciès (Ks = 0,1 m.s - 

1 ). Aux faibles pressions capillaires, les hydrofaciès les plus conducteurs sont les sables et les graviers 

sableux. L’hydrofaciès modèle S-x est le plus conducteur aux pressions capillaires les plus faibles. Cet 

hydrofaciès se distingue des graviers sableux par une porosité élevée (35,9 %). 

219


Le modèle hydrostratigraphique défini à partir du modèle stratigraphique de la zone nord du 

puits expérimental et des hydrofaciès modèles traduit de façon acceptable les variations de teneurs 

en eau mesurées en surface et à 0,5 m de profondeur, en conditions initiales sèches et humides, mais 

traduit mal le comportement particulier du dépôt fluvioglaciaire à 1,15 m de profondeur. Ce 

comportement est fortement inertiel lors de la propagation d’une infiltration en conditions initiales 

sèches. Aucune variation de teneur en eau n’a été mesurée lors d’une infiltration en conditions 

initiales humides. Ce résultat met en évidence l’influence des conditions initiales de saturation sur les 

écoulements en zone non-saturée. La comparaison des valeurs mesurées et modélisées montre de 

plus que l’hétérogénéité réelle est plus importante que celle prise en compte dans le modèle 

hydrostratigraphique. Ainsi, le modèle hydrostratigraphique établi tend à sous-représenter 

l’hétérogénéité des écoulements en zone non-saturée. 

Les hydrofaciès modèles sont toutefois représentatifs du comportement hydrodynamique 

moyen de chaque type d’hydrofaciès. Le modèle hydrostratigraphique établi traduit une 

hétérogénéité hydrodynamique représentative du dépôt fluvioglaciaire, les hétérogénéités mises en 

évidence étant susceptibles de se retrouver dans la zone non-saturée du bassin d’infiltration. 

Caractérisation des écoulements préférentiels dans la zone non-saturée du bassin 

d’infiltration 

Bien que le modèle tende à sous-représenter l’hétérogénéité « réelle » des écoulements, 

leur modélisation avec Hydrus2D et Hydrus3D a montré le potentiel du modèle hydrostratigraphique 

à traduire une hétérogénéité des écoulements. Elle met notamment en évidence l’existence de 

chemins d’écoulement préférentiel. 

Une typologie d’écoulements préférentiels susceptibles de se produire dans la zone nonsaturée 

du bassin d’infiltration a ainsi été proposée. A l’échelle mésoscopique (échelle de 

l’hydrofaciès), l’hétérogénéité de l’écoulement est associée aux couches de graviers sans matrice. 

Ces hydrofaciès sont impliquées dans des écoulements préférentiels de type drain (écoulement 

rapides et gravitaires par la structure macroporeuse de cet hydrofaciès) et de type entonnoir (effet 

de barrière capillaire dans la partie supérieure des graviers sans matrice, engendrant un écoulement 

latéral à l’interface de la barrière capillaire). Ce type d’écoulement préférentiel peut engendrer un 

transfert hétérogène de contaminants (Heilig et al., 2003). A l’échelle macroscopique, l’écoulement 

se produit préférentiellement par les éléments architecturaux constitués par des dépôts à fraction 

granulométrique en graviers majoritaire, comme les barres de graviers ou les nappes de charriage de 

graviers. Les graviers sans matrice n’ont pas d’impact sur la propagation globale du front 

d’infiltration s’ils ne sont pas interconnectés. Les remplissages sableux ont un effet retard sur la 

propagation du front d’infiltration (comportement inertiel). 

En conclusion générale, l’approche hydrogéophysique s’est avérée adaptée à la 

caractérisation hydrostratigraphique du dépôt fluvioglaciaire. Cette approche permet la construction 

de modèles traduisant le comportement hydrodynamique en milieu non-saturé, contribuant à la 

compréhension des mécanismes d’écoulement. 

220

Perspectives 


Les recherches futures peuvent s’orienter suivant deux directions : (1) amélioration des 

connaissances sur les mécanismes d’écoulement et de transfert en milieu hétérogène, et (2) 

adaptation de l’information obtenue sur la parcelle élémentaire à l’échelle de l’ouvrage, afin 

d’améliorer la gestion des bassins d’infiltration. 

Amélioration des connaissances sur les mécanismes d’écoulement 

Les propriétés hydrodynamiques obtenues par la méthode BEST sur des lithofaciès analogues 

doivent être confrontées à des mesures en laboratoire. En ce qui concerne les graviers sans matrice, 

il est nécessaire de mieux comprendre les mécanismes d’écoulement. Ces hydrofaciès sont en effet 

impliqués dans des écoulements de type drain et de type entonnoir. Les écoulements de type drain 

correspondent à un écoulement essentiellement gravitaire par les macropores des couches de 

graviers sans matrice. Les écoulements modélisés avec Hydrus suivent la loi de Richards, et ne 

traduisent pas de façon réaliste ce type d’écoulement préférentiel. Afin de décrire les écoulements 

internes à ces couches de graviers sans matrice, un modèle adapté à la représentation des 

écoulements par ces macropores, comme par exemple un modèle d’ondes cinématiques (Di Pietro 

et al., 2003; Rousseau et al., 2004), pourrait être utilisé pour traduire de façon plus réaliste ces 

écoulements. 

Afin de valider la typologie d’écoulements préférentiels mise en évidence par modélisation 

des écoulements, et d’améliorer la compréhension du comportement hydrodynamique des 

hydrofaciès, une étude expérimentale en conditions contrôlées est nécessaire (modèle physique, 

lysimètre, tranchée instrumentée). Elle permettra notamment de coupler l’approche 

hydrodynamique avec le transfert de polluant. En effet, des premiers résultats (Ganaye, 2006; 

Arambourou, 2007) ont montré une répartition des concentrations en éléments traces métalliques 

dépendante de celle des hydrofaciès. 

Nécessité de passage de la parcelle élémentaire à l’échelle du bassin 

Afin de répondre aux objectifs fixés au sein de l’OTHU, qui sont notamment d’évaluer le rôle 

de la zone non-saturée dans la gestion des eaux pluviales, il est nécessaire d’extrapoler les résultats 

concernant la caractérisation obtenus au niveau de la parcelle élémentaire à l’échelle plus large du 

bassin d’infiltration. Actuellement, cette extrapolation est rendue difficile car la résolution obtenue 

est adaptée à l’échelle de la parcelle, mais difficilement intégrable en l’état à l’échelle de l’ouvrage. A 

l’échelle de la parcelle, l’unité hydrogéologique de base est l’hydrofaciès, correspondant au 

lithofaciès. A l’échelle du bassin, il est nécessaire de définir l’équivalent de cette unité 

hydrogéologique, correspondant aux éléments architecturaux. Certains types d’éléments 

architecturaux correspondent cependant au lithofaciès, comme par exemple les structures de 

remplissage sableux. Les propriétés hydrodynamiques obtenues peuvent dans ce cas être affectées à 

ces éléments. Dans le cas d’éléments d’architecture plus complexe, comme par exemple les barres 

de graviers composées d’alternance de graviers sableux et de graviers sans matrice, il est nécessaire 

de définir des propriétés hydrodynamiques homogènes à l’échelle de l’élément architectural. Des 

outils de simulation stochastique (Scheibe et Murray, 1998) pourront être utilisés afin de représenter 

la répartition tridimensionnelle de ces éléments. 

221


222

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230


Annexes 

231

Annexes 

Annexe 1 : analyse morphologique des grains 

Comme la granulométrie, la morphologie des grains dépend des processus d’érosion, de 

transport et de dépôt. L’analyse quantitative de cette morphologie a le potentiel de fournir des 

informations sur l’histoire des sédiments avant la phase de dépôt. De plus, la morphologie des grains 

conditionne leur agencement spatial, qui a une influence sur les propriétés hydrodynamiques 

(notamment la tortuosité). L’analyse de la morphologie des grains peut ainsi aider à comprendre le 

comportement hydraulique d’un lithofaciès. 

Cette analyse a été effectuée sur les lithofaciès pour lesquels une caractérisation des 

propriétés hydrodynamiques a été réalisée. Le but de l’analyse morphologique est d’évaluer la part 

de la variabilité de ces propriétés imputée aux différences de caractéristiques entre les sites étudiés. 

Ces propriétés hydrodynamiques ont été évaluées par essais d’infiltration sur des lithofaciès 

analogues à ceux de l’Est lyonnais (Chapitre D). Ces essais d’infiltration ont été réalisés sur des 

lithofaciès non-saturés, afin de caractériser le régime transitoire d’infiltration où les forces capillaires 

sont supposées prédominantes. On suppose que ces effets capillaires ont lieu majoritairement dans 

la fraction inférieure à 2mm (Hillel, 1998). L’analyse morphologique a donc porté sur la fraction 

sableuse des lithofaciès. Les différences de morphologie entre les grains sableux peuvent expliquer 

en partie la variabilité des propriétés hydrodynamiques dans la zone non-saturée. De plus, les 

caractéristiques morphologiques des grains influencent la tortuosité de l’espace poral, et donc la 

porosité et la conductivité hydraulique saturée. 

Evans et Benn (2004) distinguent trois principales caractéristiques morphologiques. Il s’agit 

de la forme, de l’angularité et de la texture des grains. L’analyse quantitative de ces paramètres 

morphologiques est cependant difficile, les méthodes usuelles (méthodes visuelles de Krumbein 

(1941) et de Rittenhouse (1943), Figure 1) restant fortement subjectives. Peu de publications en 

sédimentologie portent sur cette analyse quantitative. Nous avons utilisé des méthodes développés 

dans le génie civil. Al-Rousan et al. (2007) proposent plusieurs méthodes de quantification des 

caractéristiques morphologiques par analyses d’images en deux dimensions. 

Les méthodes d’analyse d’images sont dépendantes de la résolution des images utilisées. 

Une image à basse résolution engendre des pixels plus gros, et donc une modification importante de 

la forme externe d’une particule (contour des images de grains en "escaliers"). L’analyse de la texture 

d’un grain est particulièrement dépendante de cette résolution. Ce paramètre morphologique n’a 

donc pas été pris en compte par la suite. 

Figure 1 : tableaux utilisés pour quantifier la forme de grains par comparaison visuelle avec les grains à 

analyser : a) classification de Rittenhouse (1943) portant principalement sur le roundness d’un grain, et b) 

classification de Krumbein (1941) portant principalement sur l’angularité d’un grain. 

232

Annexes 

Nous avons retenu deux méthodes de caractérisation de la forme de particules et une 

méthode d’estimation de l’angularité. Ces trois méthodes sont décrites ci-après. Le protocole 

expérimental utilisé est également présenté. 

Facteur de forme 

Cette méthode consiste à calculer le facteur de forme Q défini par l’équation suivante : 

4 A 

Q 

p² 

π 

= 

où p est le périmètre et A l’aire de la projection 2D d’une particule (Mertens et Elsen, 2006). 

Un grain de forme circulaire a un facteur de forme de 1. Les grains ayant une autre forme ont un 

facteur de forme inférieur à 1. 

Le facteur de forme Q ne permet pas d’estimer la forme d’un grain de façon indépendante de 

son angularité (Al-Rousan et al., 2007). 

Analyse par décomposition en séries de Fourier de la fonction R(θ) 

La fonction R(θ) est définie pour chaque grain projeté en 2D. Cette fonction définit pour 

chaque angle θ (0° < θ < 360°) la distance entre le centre de gravité de la projection 2D d’un grain et 

le bord de cette projection. R(θ) est donc une fonction périodique de période 2π, décomposable en 

séries de Fourier. Cette décomposition peut être utilisée pour analyser la forme, l’angularité et la 

texture d’un grain. La décomposition en série de Fourier de cette fonction s’écrit de la façon 

suivante : 

∑ ∞ 

n= 

1 

[ a cos( nθ 

) + b sin( n ) ] 

R( θ ) = a + 

θ 

0 

n 

où an et bn sont les harmoniques de rang n de la décomposition en séries de Fourier 

(coefficient de Fourier). a0 correspond au rayon moyen du grain considéré (quantification de la 

granulométrie par analyse d’image). La forme, l’angularité et la texture des grains sont déterminées 

par sommation des différentes harmoniques de rang de plus en plus élevé. 

Wang et al. (2003) définissent ainsi le paramètre de forme αs par la relation suivante, 

correspondant à la somme des harmoniques de plus faible fréquence : 

2 

2 

4 ⎡⎛ 

a 

⎤ 

n ⎞ ⎛ bn 

⎞ 

α = ∑ ⎢ 

⎜ 

⎟ + ⎜ 

⎟ ⎥ . 

s 

j= 

1 ⎢⎝ 

a0 

⎠ ⎝ a0 

⎠ ⎥ 

⎣ 

Le paramètre de forme αs permet de décrire la forme d’un grain sans être affecté par 

l’angularité de la particule (Al-Rousan et al., 2007). 

L’angularité peut être quantifiée par analyse de la décomposition en séries de Fourier de la 

fonction R(θ). Le paramètre d’angularité αr est défini par sommation des harmoniques de fréquence 

intermédiaire (Wang et al., 2003) : 

2 

2 

25 ⎡⎛ 

a 

⎤ 

n ⎞ ⎛ bn 

⎞ 

α ∑ ⎢ 

⎜ 

⎟ + ⎜ 

⎟ 

r = 

⎥ 

j= 

5 ⎢⎣ 

⎝ a0 

⎠ ⎝ a0 

⎠ ⎥⎦ Le facteur d’angularité αr ne permet pas d’estimer l’angularité d’un grain sans être affecté 

par sa forme (Al-Rousan et al., 2007). 

233 

n 

⎦

Protocole expérimental 

Annexes 

Le protocole expérimental se décompose en deux temps. Il consiste tout d’abord à obtenir 

une image en deux dimensions des grains sableux. Cette phase est illustrée sur la Figure 2. Cette 

image est ensuite analysée afin de calculer les paramètres morphologiques décrits précédemment. 

L’obtention d’une image de grains de diamètre inférieur à 2 mm avec une bonne résolution 

exige un agrandissement visuel de ces grains. Cet agrandissement a été réalisé avec une loupe 

binoculaire, posée sur une table lumineuse de façon à rétroéclairer la feuille de papier blanche sur 

laquelle étaient disposés les grains de sable. Le rétroéclairage est nécessaire afin d’augmenter les 

contrastes entre les grains et la feuille de papier support, mais également pour éviter les ombres 

portées (un éclairage latéral n’aurait pas convenu). Les grains de sable sont séparés par tamisage, 

puis posés sur la feuille de papier et séparés manuellement avec une spatule. L’appareil photo est 

alors plaqué sur un des oculaires, afin de prendre une image qui doit alors être traitée avec un 

logiciel de retouche photo (suppression du pourtour noir de l’oculaire, traitement de la luminosité et 

du contraste, suppression des éléments parasites). 

Figure 2 : protocole expérimental d’obtention d’image 2D de grains sableux. a) Dispositif constitué d’une 

table lumineuse sur laquelle est placée une loupe binoculaire. La lumière émise par la table lumineuse 

rétroéclaire la feuille blanche posée à la base de la loupe binoculaire. b) Tamisage de la fraction sableuse à 

600 µm, 830 µm et 1mm, afin de récupérer les grains correspondant à ces fractions granulométriques. c) 

Séparation manuelle des grains à la binoculaire. d) Photographie des grains sableux, l’objectif de l’appareil 

photo est posé directement sur un oculaire. e) Image non-traitée des grains en 2D. f) Image traitée, utilisée 

comme entrée du code de calcul Matlab présenté à l’annexe 2. 

L’image traitée est alors utilisée comme entrée d’un code de calcul écrit sous Matlab, et 

présenté en annexe 2. Ce code de calcul est construit de manière à détecter dans un premier temps 

le pourtour des grains de sables, à individualiser chacun de ces pourtours, et à calculer à partir de 

ceux-ci les paramètres morphologiques définis dans les paragraphes précédents. La Figure 3 présente 

un exemple de grain de sable dont le pourtour a été délimité, et pour lequel la fonction R(θ) a été 

définie. Les résultats sont stockés dans un fichier Excel. La valeur moyenne et l’écart-type de chacun 

des paramètres sont finalement estimés pour chaque échantillon. 

234

Annexes 

Figure 3 : exemple de sortie du code de calcul Matlab de l’annexe 2. La fonction R(θ) est définie pour le grain 

sableux entouré en vert. 

Résultats 

Une ACP est effectuée afin d’organiser les échantillons des différents sites d’étude en 

fonction de leur morphologie. Les variables utilisées sont donc les 3 paramètres morphologiques : les 

paramètres de forme Q et αs et le paramètre d’angularité αr. Cette ACP est réalisée sur les 

échantillons des plaines d’épandage récentes des Bossons et du Breidamerkurjökull, ainsi que sur des 

échantillons de surface du bassin d’infiltration DjR. Ces échantillons sont ceux prélevés lors des essais 

d’infiltration sur ces sites (Chapitre D). L’objectif de cette ACP est d’évaluer la part de variabilité due 

aux changements de caractéristiques entre les différents sites. L’évaluation de cet "effet site" se fait 

par l’intermédiaire d’une analyse inter-groupe. 

L’ACP se résumera à l’étude du plan factoriel F1-F2 (Figure 4), expliquant à lui seul 80,79 % de 

l’inertie totale. L’axe factoriel F1 (respectivement l’axe F2) explique 45,74 % (respectivement 35,05 

%) de l’inertie totale. Les contributions les plus élevées à l’axe F1 sont celles des deux paramètres de 

forme (71,98% pour Q et 59,55% pour αs). Ces deux paramètres évoluent en sens inverse (lorsque Q 

augmente et se rapproche de 1, c’est-à-dire que la forme d’un grain se rapproche de celle d’une 

forme circulaire, αs diminue et tend vers 0), ce qui explique leur opposition sur l’axe F1. Cet axe 

factoriel est donc lié à la forme des particules. L’axe factoriel F2 est quant à lui principalement 

expliqué par le paramètre d’angularité (contribution de 86,45 % à cet axe). Cet axe traduit donc 

l’angularité des grains. 

Les échantillons ont été regroupés par sites d’étude. Les échantillons du bassin DjR et du 

Breidamerkurjökull sont ceux qui ont les formes les plus arrondies. Ceci peut s’expliquer par une 

phase de transport et d’érosion plus longue que dans le cas des échantillons prélevés sur l’épandage 

des Bossons (cette phase se résume à un transport rapide en suspension dans le torrent proglaciaire, 

et un dépôt dans la plaine d’épandage). Les échantillons des Bossons sont cependant ceux qui ont 

l’angularité la plus faible, alors que ceux du bassin DjR ont l’angularité la plus forte, mais aussi la plus 

variable. Les échantillons DjR06-I5, DjR06-I10 et DjR06-I12, qui ont le paramètre d’angularité le plus 

élevé, sont des échantillons de lithofaciès sableux. On peut supposer que les grains de sable de ces 

lithofaciès ont été transportés en suspension dans les chenaux proglaciaires et ont donc subi une 

érosion plus faible que les échantillons de graviers sableux, dont les grains sableux ont été en partie 

transportés en charge de fond. La contribution élevée des échantillons du bassin DjR à l’axe F2 peut 

1.5 

1.4 

1.3 

1.2 

1.1 

1 

0.9 

0.8 

0.7 

0 50 100 150 200 250 300 350 

235

Annexes 

donc s’expliquer par la part importante des échantillons de lithofaciès sableux par rapport à 

l’ensemble des échantillons (3 sur 7 échantillons prélevés sur le bassin DjR). 

L’analyse inter-groupe permet de quantifier la part de la variance des échantillons expliquée 

par les différences entre les sites. Celle-ci est évaluée à 24,64 % de l’inertie totale. Sans la prise en 

compte des échantillons de lithofaciès sableux du bassin DjR, la variance inter-site est évaluée à 

17,37 %. Cette diminution s’explique par un paramètre d’angularité moyen plus faible des 

échantillons du bassin DjR lorsque les lithofaciès sableux ne sont pas pris en compte. Cette analyse 

inter-site montre qu’il existe une différence morphologique entre les grains sableux des trois sites. Il 

existe donc un "effet site", qui peut avoir une influence notamment sur les propriétés 

hydrodynamiques. Cet effet site peut par exemple expliquer la différence de propriétés 

hydrodynamiques entre deux lithofaciès issus de deux sites différents, et considérés analogues. 

L’organisation des centres de gravité des échantillons de chaque site tend à montrer que les 

échantillons de la plaine d’épandage du Breidamerkurjökull ont des caractéristiques morphologiques 

plus proches des échantillons du dépôt de l’Est lyonnais que ceux de la plaine d’épandage des 

Bossons. Cette analyse est confirmée par des analyses de variance à un facteur correspondant à 

chacun des trois paramètres morphologiques. Ces analyses visent à évaluer statistiquement si les 

effets observés vis-à-vis de chaque site sont significatifs (p < 0,05). Les analyses sur les paramètres Q 

et αs ne montrent pas d’effets significatifs entre les trois sites d’étude. L’analyse réalisée sur le 

paramètre αr montre un effet significatif entre la plaine d’épandage des Bossons et les deux autres 

sites. 

L’effet site est cependant faible et a été négligé. Les différences sont significatives pour le 

paramètre αr, et ne le sont pas pour le paramètre Q, alors que ces deux paramètres traduisent tous 

les deux la forme des grains (cette différence peut également être due à la dépendance du 

paramètre Q vis-à-vis de l’angularité). En ce qui concerne l’influence sur les propriétés 

hydrodynamiques, la granulométrie a un effet prépondérant par rapport à la morphologie, dans la 

mesure où elle contrôle la distribution des tailles de pores. 

Figure 4 : résultats de l’analyse en composante principale réalisée sur l’ensemble des lithofaciès caractérisés 

sur les plaines d’épandage fluvioglaciaires récentes. a) Cercle de corrélation avec pour variables les 

paramètres morphologiques. b) Valeurs propres de la matrice de corrélation. c) Plan factoriel F1-F2. 

236

Annexes 

Annexe 2 : code MATLAB - détermination des paramètres 

morphologiques de grains de sables 

N.B. : l’exemple est donné pour l’image .jpeg : B06-B13-one.jpg 

clear all;clc 

pack 

I=imread('B06-B13-one.jpg'); 

BW=im2bw(I,0.90); 

boundaries = bwboundaries(BW); 

%détermination de i = nombre de formes dont le périmètre dépasse n 

pixels 

n=100;%on fixe la valeur de n 

i=0;%on initialise le compteur i à 0 

q=size(boundaries,1);%nombre de formes détectées sur l'image 

for k=1:q 

b=boundaries{k}; 

if size(b,1)>n 

i=i+1; 

end 

end 

%stockage dans le vecteur K de la coordonnée dans la matrice 

'boundaries'des i formes dont le périmètre dépasse n pixels 

j=0; 

for k=1:q 

b=boundaries{k}; 

if size(b,1)>n 

j=j+1; 

K(j,1)=k; 

end 

end 

h = figure; 

h1 = subplot(1,2,1);set(h1,'NextPlot','Add'); 

imshow(I); 

h2=subplot(1,2,2);set(h2,'NextPlot','Add','XLim',[0 360],'Box','On'); 

% imshow(I); 

for m=2:i 

h_ele = figure;figure(h_ele); 

h1e = subplot(1,2,1);set(h1e,'NextPlot','Add'); 

imshow(I); 

h2e = subplot(1,2,2);set(h2e,'NextPlot','Add','XLim',[0 

360],'Box','On'); 

plot(h1,boundaries{K(m,1)}(:,2),boundaries{K(m,1)}(:,1),'g','LineWidth',2); 

plot(h1e,boundaries{K(m,1)}(:,2),boundaries{K(m,1)}(:,1),'g','LineWidth',2) 

; 

A(m,1)=polyarea(boundaries{K(m,1)}(:,2),boundaries{K(m,1)}(:,1)); 

peri=0; 

s(m,1)=size(boundaries{K(m,1)},1); 

for t=1:(s(m,1)-1) 

peri=peri+sqrt((boundaries{K(m,1)}(t+1,2)boundaries{K(m,1)}(t,2))^2+(boundaries{K(m,1)}(t+1,1)boundaries{K(m,1)}(t,1))^2); 

end 

P(m,1)=peri+sqrt((boundaries{K(m,1)}(1,2)boundaries{K(m,1)}(s(m,1),2))^2+(boundaries{K(m,1)}(1,1)boundaries{K(m,1)}(s(m,1),1))^2); 

Round(m,1)=(4*pi*A(m,1))/(P(m,1)^2); 

237

Annexes 

clear b; 

b=boundaries{K(m,1)};%b matrice des points frontière de l'élément 

%repérage de l'élément choisi 

%plot(h2,b(:,2),b(:,1),'g','LineWidth',2); 

%Coordonnées du centre de gravité G 

clear N; 

N=size(b,1); 

yG=sum(b(:,1))/N; 

xG=sum(b(:,2))/N; 

%détermination de la fonction R(Theta) = variation de la distance 

du centre de gravité G à la bordure de l'élément en fonction de l'angle 

clear R; 

iter=1:1:N; 

R(iter,1)=iter.*(2*pi/N); 

R(iter,2)=sqrt((b(iter,2)-xG).^2+(b(iter,1)-yG).^2); 

R_moyen = sum(R(iter,2))/N; 

%tracé de R en fonction de Theta 

plot(h2,R(:,1)*180/pi,R(:,2)/R_moyen); 

plot(h2e,R(:,1)*180/pi,R(:,2)/R_moyen); 

Y=fft(R(:,2)); 

FRFORM(m,1)=((real(Y(2,1))/Y(1,1))^2+(imag(Y(2,1))/Y(1,1))^2)+((real(Y(3,1) 

)/Y(1,1))^2+(imag(Y(3,1))/Y(1,1))^2)+((real(Y(4,1))/Y(1,1))^2+(imag(Y(4,1)) 

/Y(1,1))^2)+((real(Y(5,1))/Y(1,1))^2+(imag(Y(5,1))/Y(1,1))^2); 

FRANG(m,1)=((real(Y(6,1))/Y(1,1))^2+(imag(Y(6,1))/Y(1,1))^2)+((real(Y(7,1)) 

/Y(1,1))^2+(imag(Y(7,1))/Y(1,1))^2)+((real(Y(8,1))/Y(1,1))^2+(imag(Y(8,1))/ 

Y(1,1))^2)+((real(Y(9,1))/Y(1,1))^2+(imag(Y(9,1))/Y(1,1))^2)+((real(Y(10,1) 

)/Y(1,1))^2+(imag(Y(10,1))/Y(1,1))^2)+((real(Y(11,1))/Y(1,1))^2+(imag(Y(11, 

1))/Y(1,1))^2)+((real(Y(12,1))/Y(1,1))^2+(imag(Y(12,1))/Y(1,1))^2)+((real(Y 

(13,1))/Y(1,1))^2+(imag(Y(13,1))/Y(1,1))^2)+((real(Y(14,1))/Y(1,1))^2+(imag 

(Y(14,1))/Y(1,1))^2)+((real(Y(15,1))/Y(1,1))^2+(imag(Y(15,1))/Y(1,1))^2)+(( 

real(Y(16,1))/Y(1,1))^2+(imag(Y(16,1))/Y(1,1))^2)+((real(Y(17,1))/Y(1,1))^2 

+(imag(Y(17,1))/Y(1,1))^2)+((real(Y(18,1))/Y(1,1))^2+(imag(Y(18,1))/Y(1,1)) 

^2)+((real(Y(19,1))/Y(1,1))^2+(imag(Y(19,1))/Y(1,1))^2)+((real(Y(20,1))/Y(1 

,1))^2+(imag(Y(20,1))/Y(1,1))^2)+((real(Y(21,1))/Y(1,1))^2+(imag(Y(21,1))/Y 

(1,1))^2)+((real(Y(22,1))/Y(1,1))^2+(imag(Y(22,1))/Y(1,1))^2)+((real(Y(23,1 

))/Y(1,1))^2+(imag(Y(23,1))/Y(1,1))^2)+((real(Y(24,1))/Y(1,1))^2+(imag(Y(24 

,1))/Y(1,1))^2)+((real(Y(25,1))/Y(1,1))^2+(imag(Y(25,1))/Y(1,1))^2)+((real( 

Y(26,1))/Y(1,1))^2+(imag(Y(26,1))/Y(1,1))^2); 

end 

xlswrite('Round.xls',Round); 

xlswrite('FRFORM.xls',FRFORM); 

xlswrite('FRANG.xls',FRANG); 

238

Annexes 

Annexe 3 : théorie de propagation des ondes électromagnétiques 

(d’après Mari et al., 1998) 

Les équations de Maxwell conduisent à l'équation de propagation d'une onde 

électromagnétique. En milieu isotrope homogène, le champ électrique E associé à la propagation 

d'une onde plane vérifie l'équation: 

 

Le champ d'induction magnétique B vérifie également l'équation (1). 

Les constantes de proportionnalité ε (ε = ε0.εr), μ (μ = μ0.μr) et σ représentent la permittivité 

diélectrique, la perméabilité magnétique et la conductivité du milieu. Les constantes εr et μr sont les 

permittivité diélectrique et perméabilité magnétique relatives. Les constantes ε0 et μ0 sont les 

permittivité et perméabilité du vide (ou de l'air). Une onde électromagnétique se propage dans l'air 

sans atténuation à la vitesse c de 3.10 8 m /s (c = (μ0 ε0) -1/2 ). 

Le membre de droite de l'équation (1) est composé de deux termes. Le premier terme est un 

terme de diffusion, le second est un terme de propagation. L'équation de propagation d'une onde 

acoustique ne comprend pas de terme de diffusion. Pour une propagation suivant la direction z 

(verticale) l'équation (1) devient: 

 

 

Une solution à l'équation (2) s'écrit : 

 

, . .. 

L'équation (3) est l'expression d'une onde monochromatique de pulsation ω, se propageant 

dans la direction z à la vitesse de phase v = ω/β avec un coefficient d'atténuation α.. L'amplitude 

initiale à t = 0 et z = 0 est E0. Le nombre i est l'imaginaire pur (i² = -1). 

La combinaison des équations (2) et (3) conduit à établir la relation de dispersion : 

² 

Les constantes d'atténuation α et de phase β vérifient alors le système d'équations : 

. . 

2. . . . 

239 

(1) 

(2) 

(3) 

(4) 

(5)

Annexes 

La résolution du système (5) conduit à estimer les constantes d'atténuation α et de phase β : 

 

² 

1 1 

. 

 

 

² 

2 1 1 

. 

 

 

Le terme réel de la relation de dispersion (équation 4) correspond au phénomène de 

propagation, le terme imaginaire au phénomène de diffusion. Les deux phénomènes coexistent. 

Cependant, en fonction de la gamme de fréquences ω choisies, il est possible de privilégier l'un ou 

l'autre des phénomènes. 

La quantité σ/ωε permet de classer les matériaux : 

- en matériaux diélectriques (σ/ωε < 0,01) ; 

- en matériaux quasiconducteurs (0,01 < σ/ωε < 100) ; 

- en matériaux conducteurs (100 < σ/ωε). 

Pour les matériaux qui sont de bons conducteurs, les courants de déplacement sont 

négligeables devant les courants de conduction et l'équation (1) se réduit à une équation de 

diffusion. Pour des matériaux à faible conductivité et pour des fréquences ω élevées, les courants de 

déplacement prédominent, les courants de conduction deviennent négligeables et l'équation (1) 

peut être assimilée à une équation de propagation. 

En prospection radar, on choisit de travailler avec des fréquences ω élevées pour privilégier 

le phénomène de propagation: 

 

 

Dans ce cas, les constantes d'atténuation α et de phase β peuvent être approchées par les 

relations : 

 

² 

 

² 

1 

 

2 2 

 

À l'exception des objets métalliques ou des formations où les minéraux sont présents en 

grande abondance, la perméabilité magnétique relative μr (μr = μ/μ0) d'une formation est proche de 

1. La quantité εμc² est alors proche de la permittivité diélectrique relative εr. 

240 

(7) 

(6)

Les équations (7) s'écrivent alors: 

1 

2 √ Annexes 

 

√ 

60 

 

√ 60 

√ avec ε0 = (36π.10 9 ) -1 F/m 

En pratique, l'atténuation de l'onde électromagnétique (onde radar) est exprimée en dB/m et 

la vitesse v = ω/β en m/μs ou cm/ns. 

La vitesse de l'onde radar est généralement approchée par : 

 

√ 

v vitesse de l'onde radar, en m/μs 

C vitesse de la lumière dans le vide (300 m/μs) 

εr permittivité relative du matériau. 

L'atténuation de l'onde radar est donnée par : 

1640 1 

√ 

α atténuation, en dB/m 

ρ résistivité du terrain à la fréquence considérée (ω), en ohm.m 

εr permittivité relative du matériau. 

La permittivité εr varie de 1 pour l'air à 81 pour l'eau. Les minéraux les plus communs ont des 

permittivités εr comprises entre 4 et 9. C'est le contenu en eau qui influence de façon prépondérante 

la permittivité d'un sol ou d'une roche. Le contenu en eau θ est le produit de la porosité Ф par la 

saturation en eau Sw. Des mesures expérimentales réalisées sur une grande diversité d'échantillons 

de roche ont permis de proposer une relation empirique liant εr à θ sous forme d'une expression 

polynomiale du type: 

3,03 9,3. 146. 76,7. 

241 

(8)

242/243

FOLIO ADMINISTRATIF 

THESE SOUTENUE DEVANT L'INSTITUT NATIONAL DES SCIENCES APPLIQUEES DE LYON 

NOM : Goutaland DATE de SOUTENANCE : 11 avril 2008 

Prénoms : David 

TITRE : Caractérisation hydrogéophysique d’un dépôt fluvioglaciaire. 

Evaluation de l’effet de l’hétérogénéité hydrodynamique sur les écoulements en zone non-saturée. 

NATURE : Doctorat Numéro d'ordre : 2008-ISAL-0018 

Ecole doctorale : Ecole Doctorale Chimie, Procédés, Environnement de Lyon 

Spécialité : Sciences de l’Environnement Industriel et Urbain 

Cote B.I.U. - Lyon : CLASSE : 

RESUME : 

L’urbanisation croissante engendre une pression anthropique accrue sur les sols et les ressources en eau 

souterraine. La préservation durable de ces milieux requiert une meilleure compréhension des flux d’écoulement 

dans la zone non-saturée, prenant en compte les hétérogénéités du sous-sol, notamment naturelles, à l’échelle de 

l’ouvrage urbain. Cette étude vise à caractériser à cette échelle les hétérogénéités sédimentaires et 

hydrodynamiques du dépôt fluvioglaciaire de l’Est lyonnais, afin d’évaluer l’influence de ces hétérogénéités sur 

l’écoulement en zone non-saturée. Par une approche hydrogéophysique, couplant une caractérisation 

sédimentologique des structures et textures sédimentaires, une investigation géophysique par radar géologique et 

panneau électrique, et une caractérisation des propriétés hydrodynamiques, un modèle hydrostratigraphique 

tridimensionnel du dépôt fluvioglaciaire a été défini au niveau d’une parcelle élémentaire d’un bassin d’infiltration 

d’eaux pluviales. Ce modèle traduit l’hétérogénéité sédimentaire et hydrodynamique à l’échelle de l’hydrofaciès. 

Des mesures de teneurs en eau à trois profondeurs dans le dépôt, couplée à une modélisation numérique des 

écoulements non-saturés à partir du modèle hydrostratigraphique, a permis d’évaluer le comportement 

hydrodynamique du dépôt fluvioglaciaire lors d’une phase d’infiltration. Les résultats montrent l’influence de la 

saturation initiale du dépôt sur les écoulements dans la zone non-saturée. L’hétérogénéité de l’écoulement est 

notamment associée à la présence de chemins préférentiels. L’approche hydrogéophysique utilisée est prometteuse 

pour la caractérisation hydrostratigraphique de dépôts sédimentaires hétérogènes. 

MOTS-CLES : 

bassin d’infiltration, dépôt fluvioglaciaire, écoulements préférentiels, Est lyonnais, hétérogénéités, 

hydrofaciès, hydrogéophysique, Hydrus2D/3D, lithofaciès, modélisation d’écoulement, radar géologique, 

résistivité électrique, zone non-saturée 

Laboratoire de recherche : Laboratoire des Sciences de l’Environnement – Ecole Nationale des Travaux 

Publics de l’Etat 

Directeurs de thèse: Thierry Winiarski, Jean-Sébastien Dubé 

Président de jury : Bernard Chocat 

Composition du jury : Jean-François Buoncristiani, Didier Graillot, Denis Jongmans

Caractérisation hydrogéophysique d’un dépôt fluvioglaciaire. Evaluation de l’effet de 

l’hétérogénéité hydrodynamique sur les écoulements en zone non-saturée. 

Résumé 

L’urbanisation croissante engendre une pression anthropique accrue sur les sols et les ressources en eau 

souterraine. La préservation durable de ces milieux requiert une meilleure compréhension des flux 

d’écoulement dans la zone non-saturée, prenant en compte les hétérogénéités du sous-sol, notamment 

naturelles, à l’échelle de l’ouvrage urbain. Cette étude vise à caractériser à cette échelle les hétérogénéités 

sédimentaires et hydrodynamiques du dépôt fluvioglaciaire de l’Est lyonnais, afin d’évaluer l’influence de ces 

hétérogénéités sur l’écoulement en zone non-saturée. Par une approche hydrogéophysique, couplant une 

caractérisation sédimentologique des structures et textures sédimentaires, une investigation géophysique par 

radar géologique et panneau électrique, et une caractérisation des propriétés hydrodynamiques, un modèle 

hydrostratigraphique tridimensionnel du dépôt fluvioglaciaire a été défini au niveau d’une parcelle 

élémentaire d’un bassin d’infiltration d’eaux pluviales. Ce modèle traduit l’hétérogénéité sédimentaire et 

hydrodynamique à l’échelle de l’hydrofaciès. Des mesures de teneurs en eau à trois profondeurs dans le 

dépôt, couplée à une modélisation numérique des écoulements non-saturés à partir du modèle hydrostratigraphique, 

a permis d’évaluer le comportement hydrodynamique du dépôt fluvioglaciaire lors d’une phase 

d’infiltration. Les résultats montrent l’influence de la saturation initiale du dépôt sur les écoulements dans la 

zone non-saturée. L’hétérogénéité de l’écoulement est notamment associée à la présence de chemins 

préférentiels. L’approche hydrogéophysique utilisée est prometteuse pour la caractérisation 

hydrostratigraphique de dépôts sédimentaires hétérogènes. 

Mots-clés : bassin d’infiltration, dépôt fluvioglaciaire, écoulements préférentiels, Est lyonnais, hétérogénéités, 

hydrofaciès, hydrogéophysique, Hydrus2D/3D, lithofaciès, modélisation d’écoulement, radar géologique, 

résistivité électrique, zone non-saturée 

Hydrogeophysical characterization of a glaciofluvial deposit. Evaluation of the effect of 

hydraulic heterogeneity on unsaturated flows. 

Abstract 

The increasing urbanization generates an anthropogenic pressure on subsoil and water resources. Their 

sustainable management requires a better understanding of water flows in the vadose zone, taking into 

account their heterogeneities, in particular natural, at the local scale. This study aims at characterizing at this 

scale the sedimentary and hydraulic heterogeneities of the glaciofluvial deposit located east of Lyon, in order 

to evaluate the influence of these heterogeneities on the unsaturated flows. By a hydrogeophysical approach, 

relying on a sedimentological characterization of the sedimentary structures and textures, a geophysical 

investigation using ground-penetrating radar and electrical resistivity, and a characterization of the hydraulic 

properties, a three-dimensional hydrostratigraphic model of the glaciofluvial deposit was defined on a 

reduced zone of a stormwater infiltration basin. This model shows the sedimentary and hydraulic 

heterogeneities at the hydrofacies scale. Measurements of water contents at three depths in the glaciofluvial 

deposit, coupled to a numerical modeling of the unsaturated flow from the hydrostratigraphic model, allowed 

to evaluate the hydraulic behavior of the glaciofluvial deposit during an infiltration. The results show the 

influence of the initial saturation of the deposit on the unsaturated flows. Heterogeneous flows are linked to 

preferential flow paths. The hydrogeophysical approach followed in this study is promising for the 

hydrostratigraphic characterization of heterogeneous sedimentary deposits. 

Keywords : stormwater infiltration basin, glaciofluvial deposit, preferential flows, East of Lyon, 

heterogeneities, hydrofacies, hydrogeophysics, Hydrus2D/3D, lithofacies, water flow modelling, groundpenetrating 

radar, electrical resistivity, vadose zone

Caractérisation hydrogéophysique d'un dépôt fluvioglaciaire ...

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