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Caractérisation de la paléodynamique du Rhône en Valais central (Suisse) à l’aide de la tomographie de résistivité électrique

Characterisation of the Rhône River palaeodynamics in Central Valais (Switzerland) with the electrical resistivity tomography method
Laetitia Laigre, Emmanuel Reynard, Gilles Arnaud-Fassetta, Ludovic Baron et Damian Glenz
p. 405-426

Résumés

La tomographie de résistivité électrique (TRE) est une méthode géophysique d’imagerie indirecte qui permet de visualiser l’architecture de sédiments, notamment fluviatiles, en 2D ou en 3D. Des séries de mesures électriques ont été réalisées suivant deux transects perpendiculaires à la vallée du Rhône suisse en amont du Lac Léman (entre Sion et Martigny). Deux espacements inter-électrodes ont été utilisés (1 m et 5 m), ce qui a permis d’obtenir une profondeur d’investigation maximale de 45 m et une résolution d’observation suffisante pour interpréter l’architecture sédimentaire. Différents environnements fluviatiles actuels ont été prospectés (plaine d’inondation proximale, plaine d’inondation distale, zone marécageuse, paléochenaux topographiques). La comparaison des mesures avec les cartes anciennes et des données de carottages a permis de confirmer la fiabilité des tomographies de résistivité électrique sur le secteur étudié et d’établir un référentiel précis de valeurs de résistivités locales. Plusieurs paléochenaux ont été identifiés à différentes profondeurs : les plus anciens sont situés entre 7 m et 25 m de profondeur ; les plus récents, dont l’activité est rapportée au Petit Age Glaciaire, sont situés entre 1 m et 5 m de profondeur. Les TRE ont permis de mettre en évidence le fait qu’en contexte naturel, le Rhône a eu dans ce secteur un chenal d’une largeur d’environ 100 m (contre 40 m pour le chenal actuel), ainsi que plusieurs chenaux secondaires. L’activité principale de l’hydrosystème rhodanien durant les derniers siècles était par ailleurs située dans la partie nord de la vallée. L’absence de structure sédimentaire nette dans les parties proximales des chenaux secondaires parallèles au Rhône (aujourd’hui inactifs) met en évidence une grande mobilité latérale de ces chenaux, dont l’origine est attribuée aux systèmes torrentiels affluents.

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Notes de la rédaction

Article soumis le 2 décembre 2011, accepté le 27 octobre 2012.

Texte intégral

Introduction

1Depuis quelques dizaines d’années, la prospection géophysique connaît un essor considérable pour la caractérisation indirecte des formations sédimentaires (Schrott et Sass, 2008). Basée sur la mesure des propriétés électriques des sédiments présents dans le sous-sol, la tomographie de résistivité électrique (TRE) permet de mettre en évidence les hétérogénéités du milieu en deux dimensions (2D), horizontale et verticale (Marescot, 2006). Les valeurs de résistivités obtenues dépendent notamment de la porosité des formations étudiées, donc de leurs caractéristiques granulométriques, et de leur saturation en eau. Cette méthode est ainsi régulièrement utilisée pour les études géomorphologiques (localisation du permafrost dans des glaciers rocheux, étude de glissements de terrain, etc.). Dans les plaines alluviales, son utilisation est fréquente en hydrogéologie, notamment pour la détection des réservoirs aquifères (Lindner-Lunsford et Bruce, 1995 ; Eliasson et al., 2003 ; Descloitres et al., 2008 ; Coscia et al., 2011) et l’étude de leurs caractéristiques géométriques (Goury et al., 2003 ; Maillet et al., 2005 ; Crook et al., 2008). Son potentiel d’investigation est d’autant plus important que les contrastes granulométriques sont élevés (Baines et al., 2002), comme cela est le cas dans les vallées alpines où l’activité torrentielle contribue à l’alimentation en charge grossière du cours d’eau principal.

2La dynamique holocène du Rhône suisse est relativement peu connue, contrairement au bassin-versant français où plusieurs travaux ont permis de documenter et caractériser les grandes métamorphoses fluviales historiques (Bravard, 1986 ; Salvador, 1991 ; Arnaud-Fassetta, 1998). Les connaissances acquises dans la partie suisse du bassin-versant concernent surtout la fin du Dernier Maximum Glaciaire et les grandes étapes de la déglaciation de la vallée en amont du Léman (Schoeneich, 1998) ainsi que la fin du Petit Age Glaciaire (PAG). L’Holocène est très peu renseigné en amont du Léman et l’est essentiellement par les dépôts accumulés à proximité de l’embouchure (Becker et al., 1999) et dans le lac (Moscariello et al., 1998 ; Zingg et al., 2003 ; Girardclos et al., 2005 ; Sastre et al., 2010). En amont du lac, plusieurs études géophysiques ont permis de caractériser grossièrement l’architecture du remblaiement sédimentaire de la vallée du Rhône. L’essentiel de ce remblaiement est constitué de dépôts glaciaires, paraglaciaires et lacustres, sur lesquels se sont mises en place les alluvions rhodaniennes (Finger et Weidmann, 1987 ; Besson et al., 1993). L’étude de la dynamique fluviale reste donc limitée à l’analyse comparative de cartes historiques récentes. Une métamorphose fluviale généralisée d’origine anthropique (endiguement) et le passage du tressage à un chenal rectiligne à partir du milieu du XIXe siècle ont ainsi été mis en évidence (Stäuble et Reynard, 2005 ; Stäuble et al., 2008 ; Laigre et al., 2009 ; Reynard et al., 2009). En revanche, l’évolution antérieure reste méconnue, aussi bien en termes de caractéristiques sédimentaires des dépôts qu’en ce qui concerne la dynamique fluviale.

3Afin de combler cette lacune, un travail de recherche intégrant plusieurs méthodes (étude de cartes anciennes, prospection électrique par la TRE, carottages, analyses sédimentologiques et datations) a été initié. L’objectif de ce travail est de reconnaître les paléochenaux du Rhône, de caractériser l’architecture sédimentaire de la plaine alluviale et de proposer une reconstitution de la paléodynamique fluviale. Cet article présente les premiers résultats pour un secteur de la vallée du Rhône suisse situé entre Sion et Martigny, à environ 120 km de la source du Rhône et 40 km en amont du lac Léman (fig. 1A).

Fig. 1 – Localisation du secteur d’étude
Fig. 1 – Location of the study site

Fig. 1 – Localisation du secteur d’étudeFig. 1 – Location of the study site

A : Situation à l’échelle du bassin-versant du Rhône. B : Géomorphologie du secteur d’étude et localisation des deux sites prospectés (A et B). Lithologie. 1 : calcaires, marnes ; 2 : gneiss ; 3 : gneiss, migmatites ; 4 : gneiss ; 5 : calcaires, marnes, dolomies, grès ; 6 : marbres, dolomies, calcschistes, schistes ; 7 : schistes. Géomorphologie. 8 : cône de déjection ; 9 : plaine alluviale du Rhône ; 10 : chenal actuel du Rhône ; 11 : paléochenaux inscrits dans la topographie ; 12 : affluent majeur ; 13 : affluent mineur. C : Nature du remblaiement profond de la vallée du Rhône majoritairement d’origines glaciaire et lacustre (d’après Besson et al., 1993, modifié). a : dépôts torrentiels sous-glaciaires ; b : dépôts morainiques de base et résiduels ; c : dépôts glacio-lacustres proglaciaires puis périglaciaires ; d : dépôts lacustres indifférenciés ; e : dépôts fluviaux. D : Photographies de la plaine alluviale du Rhône et du chenal actuel endigué du Rhône à Saillon (clichés : E. Reynard, 2009 ; L. Laigre, 2010).
A: In the Rhône catchment, upstream of the Lake Geneva. B: Geomorphology of the study site and location of the two explored sites: upstream (site A), downstream (site B). Lithology. 1: limestones, shales; 2: gneiss; 3: gneiss, migmatites; 4: gneiss; 5: limestones, shales, dolomites, sandstone; 6: marble, dolomites, calcschists, schists; 7: schists. Geomorphology. 8: alluvial fans; 9: Rhône floodplain; 10: present Rhône channel; 11: topographical palaeochannel; 12: major tributary; 13: minor tributary. C: Deep infilling of the Rhône valley showing the glacial and lacustrine origins of most of the deposits (modified from Besson et al., 1993). a: subglacial torrential deposits ; b: till and residual till ; c: proglacial glacio-lacustrine deposits overlain by periglacial glacio-lacustrine deposits ; d: undifferenciated lacustrine deposits ; e: fluvial deposits. D: Pictures of the Rhône floodplain and of the present embanked channel at Saillon (site A; photographs: E. Reynard, 2009; L. Laigre, 2010).

Présentation du secteur étudié

4En amont du lac Léman, la vallée du Rhône présente une direction d’abord ENE-WSW jusqu’à la confluence avec la Dranse près de Martigny, puis une direction SE-NW (fig. 1 A et B). La vallée a été creusée par le glacier du Rhône puis comblée essentiellement par des sédiments d’origine glaciaire et lacustre. Le fond rocheux est ainsi situé entre 500 m et 900 m de profondeur suivant les secteurs de la vallée considérés (Besson et al., 1993 ; Havenith et al., 2009). Le remblaiement fluvial, plus récent, n’occupe généralement que les 200 m supérieurs (fig. 1C). Le secteur d’étude s’étend sur 16 km de longueur, entre le cône de Chamoson (2,5 km de rayon) formé par la Losentse en amont et le cône de la Dranse en aval (fig. 1B). La plaine alluviale, large de 2 km dans le secteur d’étude, est inscrite entre deux versants aux pentes abruptes (33-40 %) recoupant les unités géologiques penniques (au sud) et helvétiques (au nord). Le Rhône s’écoule dans un chenal unique large en moyenne de 40 m, bordé par un système de doubles digues longitudinales de 5 m de hauteur. Il est actuellement alimenté directement par quatre affluents (Losentse, Salentse, Fare, Dranse). Tous les autres rejoignent le chenal par l’intermédiaire de canaux de drainage aménagés à la fin du XIXe siècle. Ces affluents ont un régime torrentiel et ont pour la plupart formé des cônes de déjection à leur débouché dans la plaine alluviale. Les cônes les plus importants, ceux de la Losentse et de la Fare en particulier, ont localement modifié le tracé du Rhône. Sur le reste de son tracé, le fleuve a en revanche un tracé sub-rectiligne. Le régime hydrologique du Rhône est de type glacio-nival, avec une période de hautes eaux en été et de basses eaux en hiver. Depuis le début des mesures en 1941, le débit moyen enregistré à la station de Branson (en amont de Martigny) est de 133 m3/s. Lors de la crue centennale d’octobre 2000, le débit maximal a atteint 980 m3/s (Reynard et al., 2009). La hauteur de la nappe alluviale associée au fleuve varie en fonction des périodes de hautes et basses eaux.

Méthodologie générale

5La présente étude est basée sur la combinaison de plusieurs méthodes (étude de documents cartographiques, modélisation numérique de terrain, prospections TRE, réalisation de carottages et étude d’une base de données répertoriant des carottages antérieurs). La première étape a consisté à localiser les paléochenaux les plus récents. Ce travail a été mené à partir de l’étude de cartes du XIXe siècle, en particulier du Plan Napoléon de 1802 et des levés Dufour publiés respectivement en 1840 (amont du secteur) et 1856 (aval du secteur). Ces cartes témoignent de l’existence de chenaux actifs aujourd’hui abandonnés, en particulier en aval du cône de Chamoson et en amont du cône de la Dranse (fig. 1A et fig. 2A). Dans le premier secteur, une large bande active de tressage d’environ 500 m de largeur apparaît sur le Plan Napoléon de 1802 (fig. 2A et fig. 3A). Ces chenaux tressés ont ensuite progressivement disparu au profit d’un chenal unique de plus en plus rectiligne (fig. 2 B à D). Aucune carte ne souligne un tressage similaire en amont du cône de la Dranse. En revanche, le levé Dufour de 1856 témoigne de l’existence dans ce secteur d’un bras secondaire du Rhône, appelé historiquement le Petit Rhône. Celui-ci se trouve au sud du chenal principal du fleuve, qui est proche de sa position actuelle. Pour compléter l’étude des cartes anciennes, un levé topographique a été effectué à l’aide d’un MNT LIDAR de résolution horizontale de 2 m et de résolution verticale centimétrique, permettant de détecter des dépressions dans la microtopographie, qui correspondent potentiellement à des paléochenaux. L’analyse de ce MNT a permis de retrouver la trace de certains des paléochenaux identifiés sur les cartes et a également aidé à localiser d’autres chenaux n’apparaissant pas sur les cartes anciennes, comme le paléochenal de Saillon (fig. 3B). Ces deux analyses ont permis in fine le choix des sites les plus adaptés à des prospections géophysiques par TRE. Deux sites distants de 5 km ont été étudiés. Le premier (site A ; fig. 1B) est situé en aval du cône de Chamoson, entre les villages de Saillon et de Saxon. Le second (site B ; fig. 1B) est localisé en amont du cône de la Dranse, près des villages de Fully et Charrat.

6En vue de leur interprétation, les TRE obtenues (cf. infra) ont été confrontées aux cartes ainsi qu’aux observations faites lors de deux carottages (20 m et 23 m) qui ont pu être effectués sur deux profils du site B, l’un dans un paléochenal, l’autre dans un milieu de sédimentation plus calme de type palustre. Un fragment de branche localisé dans le paléochenal à une profondeur de 1,85 m a été daté au 14C (Beta 322854). Afin de compléter les observations faites avec ces deux carottages, et puisque nous avions à disposition une base de données contenant les descriptions qualitatives de 122 forages (destructifs) effectués lors de travaux de génie civil (base de données BDFor ; Canton du Valais), des modèles stratigraphiques représentant des courbes de proportion de faciès en fonction de la profondeur ont été construits. Ce type de représentation a été introduit par G. Mathéron et al. (1987) dans le contexte de simulation des réservoirs fluvio-deltaïques comme outil de conditionnement des simulations. L’usage de ces courbes n’est cependant par restreint à la simulation et peut également faciliter l’analyse de la variabilité verticale des faciès. Pour leur réalisation dans cette étude, des lithofaciès ont été préalablement établis suivant les textures des différentes unités sédimentaires décrites. Les lithofaciès de tous les carottages de quatre secteurs (Saillon ; Saxon ; Fully ; Charrat) ont ensuite été interpolés suivant une maille verticale de 5 cm. L’occurrence de ces lithofaciès dans chacun des carottages a ensuite été utilisée pour construire une distribution cumulative des lithofaciès. Chaque courbe est donc une représentation de ces distributions cumulatives en fonction de la profondeur. Contrairement aux deux carottages réalisés pour cette étude, ces modèles ne tiennent pas compte de la localisation des forages par rapport aux sites prospectés par TRE et n’apporte pas d’informations sur le milieu de sédimentation local. Ils restent néanmoins très précieux pour mettre en évidence l’organisation verticale générale de l’architecture sédimentaire (notamment la localisation des secteurs de granulométrie grossière) et apporte ainsi des informations complémentaires aux prospections géophysiques.

Fig. 2 – Evolution du style fluvial du Rhône entre 1802 et 1930 près de Saillon (site B) : passage d’un cours d’eau à chenaux tressés (A et B) à un chenal unique subrectiligne endigué (C et D)
Fig. 2 – Evolution of the Rhône River fluvial style between 1802 and 1930 near Saillon, from a braided pattern (A and B) to a single embanked channel (C and D)

Fig. 2 – Evolution du style fluvial du Rhône entre 1802 et 1930 près de Saillon (site B) : passage d’un cours d’eau à chenaux tressés (A et B) à un chenal unique subrectiligne endigué (C et D)Fig. 2 – Evolution of the Rhône River fluvial style between 1802 and 1930 near Saillon, from a braided pattern (A and B) to a single embanked channel (C and D)

Entre 1802 et 1840, les changements ont une origine naturelle. A partir de 1860, le chenal est endigué et la métamorphose observée est anthropique. 1 : chenal du Rhône ; 2 : banc ou île ; 3 : chenal en cours de déconnexion ; 4 : paléochenal ; 5 : affluent ; 6 : canal de drainage ; 7 : zone humide ; 8 : plaine alluviale.
Between 1802 and 1840, morphological changes are natural. From 1860, the Rhône was canalised; the change thus has a human origin. 1: Rhône channel; 2: bar or island; 3: channel in disconnection; 4: palaeochannel; 5: tributary; 6: artificial drainage channel; 7: wetland; 8: floodplain.

Fig. 3 – Implantation des profils de TRE réalisés sur les sites A et B
Fig. 3 – Location of the electrical profiles carried out at each site (site A and site B)

Fig. 3 – Implantation des profils de TRE réalisés sur les sites A et BFig. 3 – Location of the electrical profiles carried out at each site (site A and site B)

Leur localisation a été définie en fonction de l’existence de paléochenaux récents visibles sur les cartes historiques (A : Plan Napoléon, 1802 ; C : Levé Dufour, 1840). Ces profils ont été reportés sur le MNT LIDAR (datant de 2004) qui permet d’apprécier la topographie actuelle (B et D). Sur le site B figure également la localisation des carottages effectués (FP01 et FP02). Les profils électriques ont été réalisés transversalement aux anciens chenaux afin d’évaluer les variations latérales de faciès sédimentaire.
The locations have been defined on the basis of the presence of recent palaeochannels observed on historical maps (A: Napoleonic map, 1802; C: Levé Dufour, 1840). These profiles have also been located on the LIDAR DEM (dating from 2004), which allows observation of the present topography. At site B, the coring locations are also represented (FP01 and FP02). Profiles were oriented transverse to former channels in order to evaluate lateral variations of sediment facies.

La TRE appliquée aux remblaiements alluviaux

Principe de la méthode

7Les mesures de la résistivité électrique ont été développées à la fin des années 1970 (Edwards, 1977 ; Barker, 1981) et continuellement améliorées depuis (Meyer de Stadelhofen, 1991 ; Marescot, 2006). Elles reposent sur les propriétés des matériaux et leur capacité à s’opposer au passage d’un courant électrique. Cette capacité, appelée résistivité, dépend de plusieurs facteurs tels que la porosité (elle-même liée à la granularité des matériaux et à leur degré de fracturation), la saturation (teneur en eau) et la teneur en argiles. L’injection du courant électrique continu d’intensité I entre deux électrodes A et B disposées à la surface d’un terrain crée des lignes de champ se propageant dans un demi-espace. Plus l’écartement entre A et B augmente, plus les lignes de champ pénètrent en profondeur. Toutefois, la résolution des mesures diminue lorsque la profondeur augmente. L’ajout de deux électrodes M et N, appelées dipôle de mesure MN, permet la mesure d’une différence de potentiel (∆VMN) utilisée pour déterminer la résistivité apparente du sous-sol (ρa) à l’aide de l’équation suivante (Kunetz, 1966) :

8ρa = k.(∆V/I) (1)

9avec : ρa = résistivité apparente (en Ohm.m), ΔV = différence de potentiel (en mV), I = intensité de courant (en mA) et k = facteur géométrique (en m). Le facteur géométrique k dépend de la géométrie du dispositif de mesure utilisé, donc de la position et de l’écartement des électrodes. Il existe en effet de nombreuses configurations possibles pour le quadripôle A, B, M et N (Szalai et Szarka, 2008). Le dispositif Wenner-Schlumberger a été utilisé pour cette étude. Le quadripôle est symétrique, M et N sont situées entre A et B et la distance entre ces électrodes est égale à AB/5, sauf pour le premier niveau Wenner où AM = MN. Avec ce dispositif, k = 2π / (1/r1-1/r2-1/r3+1/r4)r1, r2, r3, et r4 sont respectivement les quatre valeurs absolues des distances entre les électrodes AM, AN, BM et BN.

10Ce dispositif permet une bonne résolution horizontale des structures du sous-sol tout en minimisant la sensibilité aux bruits électriques ambiants (Barker, 1979 ; Loke, 2004). L’acquisition a été effectuée avec un système multi-électrodes automatique comprenant une boîte de commutation, un résistivimètre (Syscal R1+Switch 48 et Syscal Pro Switch 96), plusieurs câbles de 24 sorties, le tout étant paramétré à l’aide d’un ordinateur. Des tiges métalliques en acier placées à intervalles réguliers constituent les électrodes. Elles sont toutes connectées à une sortie individuelle située sur les câbles et suivant leur position, permettent soit d’injecter le courant dans le sol, soit de mesurer un potentiel. Les données de résistivité obtenues à l’issue de l’acquisition sont représentées sous la forme d’une pseudo-section qui met en évidence des « résistivités apparentes »a). Celles-ci ne sont pas directement interprétables et doivent faire l’objet d’un traitement appelé inversion. Ce processus de modélisation permet, par l’application d’un algorithme mathématique d’optimisation du jeu de données, le calcul des résistivités modélisées par la méthode des moindres carrés (least-squares inversion). Le pourcentage d’erreur RMS (Root Mean Square) établi à l’issue de la convergence entre les mesures effectuées sur le terrain (résistivités apparentes mesurées) et les résistivités apparentes calculées sur le modèle discrétisé définit la compatibilité du modèle avec le jeu de données. La littérature s’accorde à considérer les modèles finaux comme fiables lorsque l’erreur est inférieure à 5 % (Loke 2004), ce qui est le cas pour la plupart des données de la présente étude (fig. 6 à fig. 8). Cependant, sur l’un des profils présentés (profil FUL01 ; fig. 6), la présence de remblais autour d’une route a localement entraîné des anomalies de résistivité (fig. 6C). Bien que les valeurs correspondant à ces anomalies aient été filtrées, l’erreur reste supérieure à 10 %. La comparaison des profils effectués à petite et grande échelle (fig. 6A et B) et l’étude des données du carottage FP02 montrent cependant que le profil peut être exploité dans le cadre de la présente étude.

Paramètres de mise en œuvre

11Les profils électriques de 48, 96 ou 120 électrodes ont été effectués sur les deux sites (A et B) en suivant des transects composites (profils SAI01, SAI02, SAI03 en amont ; profils FUL01, CHA01 en aval ; fig. 3). Ces transects ont été implantés perpendiculairement aux paléoformes repérées à partir des cartes et du MNT afin de pouvoir identifier et caractériser les variations latérales de faciès. Sur le site A, les deux paléochenaux identifiés sur le MNT (paléochenaux de Saillon et de Saxon ; fig. 3B) ont une largeur respective de 17 m et 60 m. Sur le site B, le chenal du Petit Rhône (fig. 3D) présente une largeur de 50 m.

12La longueur des lignes de mesures est variable (240 m, 360 m, 480 m et 600 m ; tab. 1) et a dû être adaptée en fonction de l’occupation du sol. La totalité des profils a été réalisée dans des vergers, des prairies ou des champs, où les niveaux de bruit ambiant électrique (lignes électriques aériennes ou enfouies, surfaces métalliques) étaient minimaux. Deux espacements inter-électrodes ont été utilisés afin d’obtenir deux résolutions de mesures différentes. Une première série de mesures a été faite avec un espacement inter-électrodes de 5 m. Afin d’obtenir une résolution plus grande dans et autour des paléochenaux topographiques, une seconde série a été effectuée sur les mêmes profils avec un espacement inter-électrodes d’un mètre. Pour un espacement inter-électrodes de 5 m, la profondeur médiane d’investigation est de l’ordre de 2,25 m alors que pour un espacement inter-électrode de 1 m, cette profondeur est réduite à 0,36 m (Loke, 2004). Les coordonnées de chacune des électrodes ont été mesurées à l’aide d’un GPS différentiel (DGPS) pour localiser précisément les profils. La microtopographie n’a pas été intégrée sur les TRE dans la mesure où les variations altitudinales étaient trop faibles pour apparaître clairement sur les pseudo-sections. Les données obtenues ont été traitées à l’aide du logiciel Res2DInv (Loke, 2004). L’inversion a été effectuée suivant la méthode des moindres carrés pour une inversion robuste et un affinage des mailles qui permettent d’obtenir une résolution accrue du modèle.

Tab. 1 – Caractéristiques des profils électriques réalisés
Tab. 1 – Characteristics of electrical profiles undertaken

Caractéristiques techniques générales

Nombre d'électrodes

Longueur (en m)

Profondeur d'investigation (en m)

Type d'environnement fluvial prospecté

Largeur supposée de paléochenal traversé (en m)

SITE A

SAI01 - 5m

48

240

39,8

Paléochenal de Saillon

17

SAI02 - 5m

48

240

45,4

Plaine d'inondation proximale du Rhône

-

SAI03 - 5m

48

240

45,4

Paléochenal de Saxon et plaine d'inondation proximale

45

SITE B

FUL01 - 5m

120

600

45,4

Plaine d'inondation proximale du Rhône

-

FUL01 - 1m

48

48

9,08

Plaine d'inondation proximale du Rhône

-

CHA01 - 5m

92

460

45,4

Plaine d'inondation proximale et paléochenal du "Petit Rhône" de Charrat

40

CHA01 - 1m

48

48

9,08

Plaine d'inondation proximale du "Petit Rhône" de Charra

-

Influence du niveau de la nappe et de la présence d’argile sur les valeurs de résistivités

13Préalablement à toute interprétation des valeurs de résistivité ainsi obtenues, il convient de prendre en considération le niveau de saturation du sol. En effet, pour un sédiment donné, les résistivités sont plus faibles en terrain saturé qu’en terrain non saturé (Archie, 1942 ; Kalinsky et Kelly, 1993). En milieu saturé, on utilise généralement la loi de G.E. Archie (1942) pour interpréter les valeurs de résistivité en termes de porosité. Suivant cette loi, plus la porosité est importante (cas des sédiments grossiers), plus la résistivité est grande. Il existe donc une relation directe et proportionnelle entre les variations de la résistivité et celles de la porosité. Ce principe n’est toutefois applicable que dans des formations dites « pures » (sables ou graviers), c’est-à-dire sans fraction argileuse (Frohlich et Parke, 1989). La présence d’argiles peut en effet modifier la conduction du courant puisque celui-ci va circuler non seulement à travers les pores de la formation mais aussi à la surface, chargée en ions, des particules argileuses. Or, les carottages effectués ont mis en évidence la présence de limons argileux dans la matrice de certaines formations graveleuses (fig. 9). C’est pourquoi l’interprétation des TRE dans cette étude a été basée sur un référentiel très général de classes de résistivité, admis pour les terrains quaternaires (fig. 5 ; Mayer de Stadelhofen, 1991 ; Marescot, 2006). La précision de ce référentiel est discutée plus bas.

14Peu de références existent sur le comportement de la nappe alluviale du Rhône en Valais et sa réponse en termes de valeur de résistivité. Un test a donc été mené parallèlement à la réalisation des profils pour comprendre l’impact de la saturation sur les valeurs de résistivité et définir les biais possibles pour l’interprétation géomorphologique. Pour toute étude utilisant la résistivité électrique, il est en effet généralement préconisé de répéter les mesures dans différentes conditions de saturation (Michot et al., 2003 ; Peter-Borie et al., 2007, 2011). Ainsi, deux acquisitions à deux périodes de temps distinctes ont été effectuées pour le paléochenal de Saillon (profil NAP01 ; fig. 3B) : l’une en mars 2011 (fig. 4A) pendant la période des basses eaux annuelles du Rhône (débit moyen mensuel d’environ 35 m3/s) ; l’autre en septembre 2011 lors des hautes eaux annuelles (débit moyen mensuel compris entre 150 et 250 m3/s ; fig. 4B). Les niveaux de la nappe sont directement liés au niveau du Rhône, qui va alimenter l’aquifère en période de hautes eaux et infiltrer les eaux de cet aquifère en période de basses eaux (Schürch, 2000 ; Matti et Tacher, 2009). Au moment des mesures, le toit de la nappe dans le paléochenal était localisé à environ -0,85 m en mars et -0,50 m en septembre par rapport à la surface topographique actuelle.

15La fig. 4C montre le pourcentage de variation dans la répartition de la résistivité entre les deux périodes d’acquisition. Elle a été obtenue à l’aide de la fonction « Time lapse » du logiciel Res2DInv, qui permet de comparer puis inverser deux séries de mesures temporellement espacées, pour ensuite représenter la répartition spatiale des pourcentages de variation sur la section comparée. A la vue des deux premières TRE (fig. 4A et B), la plus grande variation apparaît au niveau du paléochenal. Ce dernier semble être peu profond à la seule observation de la TRE faite en mars (fig. 4A) alors qu’il apparaît l’être davantage sur celle de la fin de l’été (fig. 4B). Mais les plus grandes variations observées (fig. 4C) sont situées en subsurface et en profondeur. En effet, on observe une réduction de plus de 60 % des valeurs de résistivité entre mars et septembre, de la surface jusque -0,8 m. Cette variation en subsurface correspond au battement naturel saisonnier de la nappe. En profondeur, la répartition des variations positives et négatives montre une certaine hétérogénéité. En effet, dans certaines zones, la variation de résistivité entre les deux périodes étudiées est positive (de 30 à 40 %) et dans d’autres, elle est négative. Plusieurs facteurs comme les variations saisonnières des températures atmosphérique et hydrique ou encore la variation de la conductivité et de la vitesse de circulation de l’eau d’imbibition dans l’espace interstitiel pourraient expliquer ces variations. Ce dernier facteur a pu être exclu car le protocole d’acquisition mesure la polarisation spontanée avant et après l’injection du courant pour le déduire des mesures effectuées, donc s’affranchir du phénomène. Par ailleurs, B. Matti et L. Tacher (2009) ont montré que les variations saisonnières de température observées dans l’aquifère du Rhône à Sion sont très réduites (0,35 °C à 5 m de profondeur). Dans la mesure où la conductivité et la résistivité augmentent de seulement 2,02 % par degré entre 10 °C et 35 °C (Campbell et al., 1948 ; Rein, 2004), ces variations peuvent être considérées comme négligeables. Le dernier facteur pourrait être une variation saisonnière de la conductivité des eaux du Rhône infiltrées dans la nappe. R. Bernard et al. (1994) ont montré qu’en mars, la conductivité est de l’ordre de 210 µS/cm alors qu’en septembre, elle n’est généralement que de 90 µS/cm. Rapportée à des valeurs de résistivité, pour un sédiment donné, elles sont plus élevées en automne qu’au printemps. Ceci semble donc être le facteur explicatif le plus probable des variations observées entre les deux TRE. Ainsi, pour éviter tout biais, les profils présentés ont tous été effectués à la même période, au mois de juillet en période de hautes eaux. Quand cela était possible, le niveau de la nappe le jour de la réalisation des profils a été mesuré à l’aide de piézomètres situés dans les forages FP01 et FP02.

Fig. 4 – Influence de la saturation du sol et de la variation du niveau de la nappe alluviale sur les valeurs de résistivités issues de la comparaison de deux profils TRE identiques effectués à deux périodes différentes : lors des basses eaux du Rhône (mars ; A) et des hautes eaux du Rhône (septembre ; B)
Fig. 4 – Influence of soil saturation and alluvial ground water level on resistivity values, from comparison of a same profile carried out at two different periods: low water level period (March; A) and high water level period (September; B)

Fig. 4 – Influence de la saturation du sol et de la variation du niveau de la nappe alluviale sur les valeurs de résistivités issues de la comparaison de deux profils TRE identiques effectués à deux périodes différentes : lors des basses eaux du Rhône (mars ; A) et des hautes eaux du Rhône (septembre ; B) Fig. 4 – Influence of soil saturation and alluvial ground water level on resistivity values, from comparison of a same profile carried out at two different periods: low water level period (March; A) and high water level period (September; B)

La fig. 4C montre les différences entre les deux mesures. Le paléochenal de Saillon est situé au centre de la tomographie.
Fig. 4C shows the differences between the two periods of measurements. The Saillon palaeochannel is located in the centre of the tomography.

Fig. 5 – Valeurs-types de résistivités rencontrées en milieu quaternaire
Fig. 5 – Typical values of resistivity in Quaternary environments

Fig. 5 – Valeurs-types de résistivités rencontrées en milieu quaternaireFig. 5 – Typical values of resistivity in Quaternary environments

D’après Samouëlian et al., 2005 ; Marescot, 2006, modifiés.
Modified from Samouëlian et al., 2005; Marescot, 2006.

Répartition des résistivités dans la plaine alluviale du Rhône suisse

16L’ensemble des profils présentés ci-après est décrit de la base à la surface de la TRE. Le profil FUL01 (fig. 6) a été réalisé sur une longueur de 600 m dans le nord de la plaine alluviale avec un intervalle inter-électrodes de 5 m. La TRE obtenue présente des classes de résistivité qui s’étendent de 1 à 800 ohm.m. Elle montre entre -35 m et -12 m une série de corps sédimentaires avec des résistivités assez élevées (250 ohm.m en moyenne ; n° 1, fig. 6). Trois zones sont bien individualisées : au SE, entre -18 et -9 m, une première zone de fortes résistivités s’étend sur une largeur d’environ 40 m ; au centre du profil, deux zones se distinguent, la première (au SE) de 90 m de largeur, la seconde (au NW) de 50 m de largeur et une résistivité maximale de 300 ohm.m ; de -5 m à la surface, une zone présente des résistivités très faibles (entre 10 et 50 ohm.m ; n° 2, fig. 6) et au NW, une zone de très fortes résistivités, avec des valeurs maximales de 800 ohm.m semble s’étendre sur 130 m de largeur (n° 3, fig. 6). Une étude plus fine de cette zone (fig. 6B) montre qu’on la retrouve de -4,75 m à -0,50 m. Le profil CHA01 (fig. 7) a été réalisé plus au sud près du paléochenal du Petit Rhône. La gamme des résistivités rencontrées s’étend de 1 à 160 ohm.m. Trois niveaux horizontaux de résistivités différentes apparaissent (niveaux I à III ; fig. 7A). Le niveau I présente des résistivités assez faibles (50 à 70 ohm.m). Le niveau II présente trois zones distinctes de résistivités, larges de 40 à 50 m chacune, avec des valeurs maximales de 8  ohm.m (n° 1, fig. 7). Au centre du profil, le troisième niveau présente une zone de résistivités très faibles de -5 m à la surface (< 40 ohm.m ; n° 2, fig. 7). Enfin, au SSE, une zone où l’on trouve les résistivités les plus élevées du profil se distingue par sa couleur sombre (n° 3, fig. 7). Le focus effectué au NNW du profil (fig. 7B) montre des valeurs de résistivité peu élevées entre -5 m et la surface.

17En amont (site A), le profil SAI01 (fig. 8A), réalisé également avec un intervalle inter-électrodes de 5 m, met en évidence trois niveaux principaux (I, II et III, fig. 8A). Le niveau I présente des résistivités élevées (entre 100 et 300 ohm.m) entre -39 m et -20 m ; le niveau II est constitué de trois zones de fortes résistivités (valeur maximale : 300 ohm.m) s’étendant entre -14 m et -5 m. Le niveau III (de -5 m à la surface) présente des résistivités plus faibles (autour de 100 ohm.m). Plus au sud, le profil SAI02 (fig. 8B) a une gamme de résistivités allant jusqu’à 1000 ohm.m. Les niveaux I et II sont les plus profonds, avec des résistivités relativement faibles sauf dans la zone 1 (360 ohm.m environ ; n° 1, fig. 8B). Le niveau III laisse apparaître une zone de résistivités homogènes sur 95 m de largeur environ et qui s’étend de -22 m à -18 m (n° 2, fig. 8B). Le niveau IV, peu épais (-8 m à -4 m) présente des résistivités relativement faibles (100 ohm.m). Le niveau V (de -4 m à la surface) montre en subsurface une zone de très fortes résistivités vers le SSE (valeurs autour de 1 000 ohm.m ; n° 4, fig. 8B), et une zone de résistivités beaucoup plus faibles vers le nord du profil (n° 5, fig. 8B).

18Enfin, les mesures faites le long du profil SAI03 (fig. 8C) montrent deux niveaux de résistivité bien distincts, avec chacun plusieurs zones. Le premier niveau (niveau I, fig. 8C) est caractérisé par une répartition spatiale hétérogène des résistivités entre -5 m et -45 m. On trouve en effet des zones de forte résistivité (300  hm.m en moyenne ; numéro 1, fig. 9) et des zones de moindre résistivité (inférieures à 100 ohm.m ; numéros 2 et 3). Enfin, les résistivités les plus élevées (jusqu’à 800 ohm.m) sont situées dans la subsurface (niveau II, fig. 9). Trois zones de forte résistivité (n° 4, fig. 9) sont clairement individualisées, les deux premières (au sud) mesurant 45 m de largeur, la dernière (au nord) 60 m.

Fig. 6 – TRE du profil FUL01 avec deux espacements inter-électrodes (A : 5 m ; B : 1 m) et localisation des carottages sur ces deux profils
Fig. 6 – ERT pseudo-sections of the FUL01 profile with two different electrode spacings (A: 5 m; B: 1 m), and the location of coring sites along the two electrical profiles

Fig. 6 – TRE du profil FUL01 avec deux espacements inter-électrodes (A : 5 m ; B : 1 m) et localisation des carottages sur ces deux profilsFig. 6 – ERT pseudo-sections of the FUL01 profile with two different electrode spacings (A: 5 m; B: 1 m), and the location of coring sites along the two electrical profiles

Ces pseudo-sections mettent en évidence une zone de très forte résistivité de -1 m à -5 m par rapport à la surface topographique et plusieurs zones jusqu’à -25 m. 1 : zone de résistivité assez élevées (250 ohm.m) ; 2 : zone de résistivité plus faible (inférieure à 60 ohm.m) ; 3 : zone de résistivités très élevées (jusqu’à 800 ohm.m).
These pseudo-sections emphasise a highly resistive area between -1 m and -5 m from the topographic surface, and several other resistive areas down to -25 m. 1: high resistivity values area (250 ohm.m); 2: lower resistivity values area (<60 ohm.m); 3: very high resistivity values area (up to 800 ohm.m).

Fig. 7 – TRE du profil CHA01 avec deux espacements inter-électrodes (A : 5 m ; B : 1 m) et localisation des carottages sur ces deux profils
Fig. 7 – ERT pseudo-sections of the CHA01 profile, with two different electrode spacings (A: 5 m; B: 1 m), and the location of coring sites along the two electrical profiles

Fig. 7 – TRE du profil CHA01 avec deux espacements inter-électrodes (A : 5 m ; B : 1 m) et localisation des carottages sur ces deux profilsFig. 7 – ERT pseudo-sections of the CHA01 profile, with two different electrode spacings (A: 5 m; B: 1 m), and the location of coring sites along the two electrical profiles

Ces pseudo-sections mettent en évidence des résistivités beaucoup plus faibles que dans le centre de la plaine alluviale.
These pseudo-sections emphasise lower resistivity values than in the centre of the floodplain.

Fig. 8 – TRE des profils du site A : SAI01-SAI02-SAI03 avec un seul espacement inter-électrodes de 5 m
Fig. 8 – ERT of the Site A profiles: SAI01-SAI02-SAI03, with a unique electrode spacing of 5 m

Fig. 8 – TRE des profils du site A : SAI01-SAI02-SAI03 avec un seul espacement inter-électrodes de 5 mFig. 8 – ERT of the Site A profiles: SAI01-SAI02-SAI03, with a unique electrode spacing of 5 m

Elles mettent en évidence l’existence d’un chenal principal du Rhône beaucoup plus large au centre de la plaine alluviale et d’une structure sédimentaire beaucoup plus complexe dans le sud, à proximité des versants et des affluents torrentiels. A : 1 et 2 : zone de résistivité élevée (entre 200 et 300 ohm.m) ; 3 : zone de résistivité plus faible (autour de 100 ohm.m). B : 1 : zone de résistivité élevée (360 ohm.m) ; 2 : zone de résistivité élevée (300 ohm.m) ; 3 : zone de résistivité plus faible (100 ohm.m) ; 4 : zone de résistivités très élevée (jusqu’à 1 000 ohm.m) ; 5 : zone de résistivité plus faible (150 ohm.m).
Pseudo-sections emphasise the existence of a wide main Rhône River channel in the centre of the floodplain and a more complex sedimentary structure in the south, near to the slopes and to torrential tributaries. A: 1 and 2: high resistivity values area (between 200 and 300 ohm.m); 3: lower resistivity values areas (around 100 ohm.m). B: 1: high resisitivity values area (360 ohm.m); 2: high resistivity values area (300 ohm.m); 3: lower resistivity values area (100 ohm.m); 4: very high resistivity values area (up to 1000 ohm.m); 5: lower resistivity values area (150 ohm.m).

Interprétation des TRE : des architectures sédimentaires variées au sein des deux sites

19Les chenaux actuels et passés se caractérisent par un remblaiement alluvial plus grossier que celui de la plaine d’inondation. Les valeurs élevées de résistivité sont associées au remblaiement grossier de paléochenaux. Ainsi, la comparaison des TRE, des logs stratigraphiques des forages FP01 et FP02 (23 m et 20 m respectivement) et des cartes historiques a permis de localiser plusieurs paléochenaux. L’interprétation présente les formes retrouvées sur chacun des sites, des plus récentes (les plus proches de la surface) aux plus anciennes (les plus profondes).

20Sur le site B, il existe un contraste dans le remblaiement du nord (profil FUL01) et du sud de la vallée (profil CHA01). En effet, au nord, les résistivités maximales sont proches de 800 ohm.m alors que dans la partie sud, les maxima atteignent seulement 160 ohm.m. De manière générale, les TRE et les carottages montrent que le remblaiement est plus grossier au nord. Ce fait s’explique par la localisation dans la plaine proximale du Rhône. Dans chaque partie de la plaine, des paléochenaux ont été identifiés. Les résistivités élevées mises en évidence sur le profil CHA01 (n° 3, fig. 7A) correspondent à la partie nord du chenal du Petit Rhône mentionné sur les cartes historiques. Le carottage FP01 (fig. 9C et D) n’a pas été effectué dans le chenal mais dans la plaine proximale. Il a permis de vérifier que les faibles résistivités obtenues sur la TRE correspondent à des unités sédimentaires fines jusqu’à 8 m de profondeur. Comme représenté sur les cartes historiques, un milieu de sédimentation fluviatile de faible énergie de type palustre a donc occupé cette partie de la plaine. Les unités sédimentaires plus grossières rencontrées à partir de 12 m de profondeur montrent que ce milieu palustre s’est substitué à un chenal actif, qui correspond soit à la localisation ancienne du Petit Rhône, au nord du chenal actuel, soit à l’élargissement d’un chenal secondaire dans un contexte de bande active de tressage. En revanche, dans la partie nord du site (profil FUL01), bien qu’aucun paléochenal ne figure sur la carte historique de 1856, un remblaiement grossier a été identifié entre -4,75 et -0,50 m de profondeur (soit un remblaiement épais de 4,25 m). Les logs stratigraphiques (fig. 9A et B) montrent plusieurs unités sédimentaires de galets et graviers à matrice sableuse sur l’ensemble de cette épaisseur. Sa proximité avec le chenal actuel du Rhône et son absence sur le levé Dufour suggèrent que ce paléochenal appartenait à la bande active du Rhône et était actif antérieurement à 1856. Cette hypothèse est confirmée par la datation 14C d’un fragment de branche prélevé à une profondeur de 1,85 m dans la formation graveleuse et daté à 310-300 cal. BP (1640-1650 apr. J.-C.), ce qui permet de confirmer le fonctionnement de ce chenal au Petit Age de Glace. En profondeur, plusieurs formations à forte résistivité, donc grossières, ont été identifiées mais n’ont toutefois pas pu être vérifiées ni par les cartes historiques ni par carottage.

21Sur le site A, la partie supérieure du profil SAI02 (fig. 8B), qui présente une forte résistivité, met en évidence un paléochenal d’environ 85 m de largeur et d’une profondeur inférieure à 5 m. La proximité de cette zone avec le chenal actuel du Rhône et sa grande largeur suggèrent que le paléochenal correspond à l’ancien chenal principal du Rhône avant l’endiguement. Or, la carte historique (1802) montre justement un chenal fluviatile actif mais plus large (130 m environ) et situé, à 80 m plus au nord que celui identifié sur la TRE. Cette différence pourrait être liée à un décalage temporel entre la carte de 1802 et la dernière position de ce chenal avant l’endiguement du Rhône. Elle s’explique plus vraisemblablement par une imprécision du tracé de la carte. En profondeur, la large zone de forte résistivité identifiée sur la TRE entre -22 et -18 m (n° 2, fig. 8B), dont la largeur (95 m) est proche de celle du paléochenal précédent, correspond à une formation alluviale relativement grossière (300 ohm.m). Cette zone correspond à une localisation plus ancienne d’un des principaux chenaux du Rhône. Entre le chenal de surface et cette dernière formation à forte résistivité (n° 3, fig. 8B), une zone de résistivités plus faibles correspond à des matériaux plus fins correspondant à un milieu de sédimentation beaucoup plus calme. Cette observation suggère une mobilité importante des chenaux, permettant au site de se retrouver en position de plaine d’inondation proximale. La localisation méridionale du chenal le plus récent suggère toutefois que le chenal principal du Rhône s’est déplacé vers le sud. L’ampleur du déplacement est difficile à quantifier à la seule lecture stratigraphique.

22Par ailleurs, plus au nord, des zones de forte résistivité situées à une profondeur plus faible (-18 m à -7 m) ont été détectées sur le profil SAI01, avec plusieurs zones d’alluvions grossières bien individualisées qui correspondent à des chenaux fluviatiles. Ce profil, qui avait pour objectif de comprendre la mise en place du paléochenal de Saillon, montre en effet l’existence de plusieurs chenaux en profondeur alors que selon le Plan Napoléon, le profil est réalisé sur une île. La TRE SAI01 illustre donc une paléohydrographie antérieure à celle montrée par le Plan Napoléon. Ce secteur, stabilisé en 1802, a connu une période d’hydrodynamisme plus intense marquée par la présence de chenaux au fonctionnement synchrone. La comparaison des deux profils SAI01 et SAI02 suggère que l’activité fluviale a été intense au nord du chenal principal du Rhône. La reconnaissance de résistivités élevées associées à la présence de paléochenaux à des profondeurs similaires permet d’envisager un fonctionnement synchrone de tous ces chenaux. En rive gauche du Rhône (dans le sud de la vallée), l’architecture des dépôts déduite des mesures géophysiques semble plus complexe à définir (profil SAI03 ; fig. 8C). Seules trois zones de résistivité élevée situées à moins de 5 m de profondeur peuvent être reliées à la présence de paléochenaux. Celle située le plus au sud correspond au paléochenal de Saxon sur les cartes historiques. En profondeur en revanche, aucune structure sédimentaire n’apparaît distinctement sur la TRE. La carte historique de ce secteur montre deux chenaux parallèles connectés au chenal principal seulement en amont. Ils sont déconnectés en aval et semblent donc en position de déconnexion progressive. L’existence de ces deux chenaux parallèles et proches et la proximité immédiate des torrents des Croix (Saxon) et de la Fare (Riddes) contribuent à renforcer l’hypothèse d’un secteur où l’hydrodynamisme était particulièrement intense. Le MNT du site A (fig. 3), qui témoigne des formes les plus récentes, met en avant des dépressions larges (plus de 300 m) pouvant correspondre aux positions successives les plus récentes du paléochenal de Saxon, qui aurait ainsi connu une forte mobilité latérale des chenaux dans ce secteur, ce qui contribue à expliquer l’absence de structure nettement identifiable sur la TRE.

Fig. 9 – Comparaison des logs stratigraphiques des carottages FP01 avec le profil FUL01 (A et B) et le log stratigraphique du carottage FP02 avec le profil CHA01 (C et D)
Fig. 9 – Comparison of the stratigraphic logs from the two corings sites FP01 and FP02, with the corresponding electrical logs (FUL01: A and B and CHA01: C and D) deduced from ERT pseudo-sections. The grey areas correspond to the coarser sedimentary formations potentially detectable with resistivity measurements

Fig. 9 – Comparaison des logs stratigraphiques des carottages FP01 avec le profil FUL01 (A et B) et le log stratigraphique du carottage FP02 avec le profil CHA01 (C et D)Fig. 9 – Comparison of the stratigraphic logs from the two corings sites FP01 and FP02, with the corresponding electrical logs (FUL01: A and B and CHA01: C and D) deduced from ERT pseudo-sections. The grey areas correspond to the coarser sedimentary formations potentially detectable with resistivity measurements

Les zones grisées correspondent aux formations sédimentaires les plus grossières qui sont potentiellement détectables par la mesure de la résistivité. Les limites horizontales en pointillés désignent les différents milieux de sédimentation. A : Chenal ; A’ : Marge de chenal ; B : Plaine d’inondation proximale ; C : Plaine d’inondation distale ; D : Marais et/ou lac. Les limites majeures entre les unités sédimentaires les plus épaisses sont retrouvées sur les logs électriques mais les unités les plus fines ne sont pas visibles. Faciès sédimentaires. 1 : limons argileux ; 2 : limons sableux ; 3 : limons sableux grossiers ; 4 : sables fins ; 5 : sables fins à moyens avec graviers ; 6 : sables moyens à grossiers ; 7 : sables moyens à grossiers avec graviers ; 8 : graviers à matrice sableuse ; 9 : graviers et galets à matrice sableuse ; 10 : tourbe.
Dotted horizontal limits correspond to different deposition environments. A: Channel; A’: Channel pointbar; B: Proximal flood plain; C: Distal flood plain; D: Pond and/or lake. The main limits of the thickest units are visible on the electric logs, whereas the finest ones are not identified. Sedimentary facies. 1: clayey silt; 2: sandy silt; 3: coarse sandy silt; 4: fine sand; 5: fine to medium sand with gravels; 6: medium to coarse sand; 7: medium to coarse sand with gravels; 8: gravels with a sandy matrix; 9: gravels and pebbles with a sandy matrix; 10: peat.

Un modèle stratigraphique soulignant le contraste amont-aval des remblaiements alluviaux

23Pour compléter les connaissances du remblaiement sédimentaire acquises précédemment et soutenir les observations faites sur les TRE à l’échelle du site, plusieurs modèles stratigraphiques ont été établis (fig. 10). Ils permettent de comparer les variations du remblaiement à l’échelle du secteur Chamoson-Martigny. A l’échelle de tout le secteur d’étude (16 km de longueur), les TRE ont montré que les zones ayant les plus fortes résistivités en amont sont situées entre -25 m et -8 m alors qu’en aval, on les trouve entre -25 m et -12 m. Les modèles établis montrent deux tendances générales : 1) la répartition en profondeur des sédiments grossiers est différente entre l’amont (Saillon-Saxon-Riddes) et l’aval (Fully-Charrat) de la vallée ; 2) la texture des alluvions est différente entre la rive gauche et la rive droite du fleuve de l’actuel fleuve.

24Les faciès grossiers sont prédominants en amont (fig. 10). Ils représentent dans les cinq premiers mètres 100 % des forages recensés dans le secteur de Saillon et 75 % dans le secteur de Saxon-Riddes. À l’aval, les sédiments sont moins grossiers, notamment dans le secteur de Charrat. La différence de proportion de faciès grossiers entre le site A et le site B s’explique par le fait que le site A présente une plus grande proximité et une meilleure connectivité avec les apports sédimentaires dérivant des affluents torrentiels (Salentse et Losentse en rive droite ; Fare, Torrent d’Ecône et Torrent des Croix en rive gauche). Le volume des alluvions apportées par ces affluents a pu contribuer à engraisser localement le chenal rhodanien, expliquant ainsi la large bande active de tressage observée sur le Plan Napoléon de Saillon (fig. 3B), et les multiples zones de forte résistivité observées sur les TRE SAI01 et SAI02.

25On observe également des différences entre la rive droite et la rive gauche du fleuve (fig. 10). De manière générale, les faciès du modèle 2 – Saxon-Riddes (sud de la vallée) semblent plus hétérogènes que ceux de Saillon avec, dans les sept premiers mètres, des proportions de sédiments grossiers plus faibles (< 50 % de tous les forages et carottages considérés). Ceci exprime alors des variations latérales de faciès plus grandes et confirme l’architecture complexe mise en évidence par les TRE. On retrouve le même schéma pour l’aval du secteur, où les proportions de sédiments grossiers sont plus élevées dans le nord (Fully) de la vallée que dans le sud (Charrat). Ainsi ces modèles confirment, à l’échelle du secteur d’étude cette fois, les tendances mises en évidence localement par les TRE.

Fig. 10 – Modèles sédimentaires du secteur de Saillon à Martigny montrant la proportion des faciès sédimentaires et de la porosité en fonction de leur profondeur
Fig 10 – Sedimentary models of the Saillon-Martigny area showing the different sedimentary units vs. Depth

Fig. 10 – Modèles sédimentaires du secteur de Saillon à Martigny montrant la proportion des faciès sédimentaires et de la porosité en fonction de leur profondeurFig 10 – Sedimentary models of the Saillon-Martigny area showing the different sedimentary units vs. Depth

La figure a été réalisée à partir de la base de données BDFor qui décrit les forages réalisés entre Saillon et Martigny.. Faciès sédimentaires. 1 : terre ; 2 : terre sableuse ; 3 : terre limono-sableuse ; 4 : terre sablo-limoneuse ; 5 : argiles ; 6 : argiles limoneuses ; 7 : limons argileux ;  8 : limons ; 9 : limons sableux ; 10 : sables limoneux ; 11 : sables limoneux ; 12 : sables graveleux ; 13 : graviers limoneux ; 14 : graviers sableux ; 15 : graviers ; 16 : blocs.
This figure has been compiled from BDFor data, including descriptions of coring profiles between Saillon and Martigny. Sedimentary facies. 1: soil; 2: sandy soil; 3: sandy-clayey soil; 4: clayeys-sandy soil; 5: clay; 6: silty-clay; 7: clayey-silt; 8: silt; 9: sandy clay; 10: sand; 11: silty sand; 12: gravelly sand; 13: silty gravel; 14: sandy gravel; 15: gravel; 16: boulder.

Discussion et conclusions

26Les prospections menées sur les deux sites d’étude ont permis de mieux caractériser l’architecture sédimentaire générale de la plaine alluviale du Rhône en amont de Martigny, en localisant notamment plusieurs paléochenaux en subsurface et en profondeur. Une carte synthétisant les apports de cette étude par période a été réalisée (fig. 11).

27Les paléochenaux les plus récents identifiés par la TRE sont, dans la plupart des cas, visibles sur les cartes historiques de 1802 et 1840-1856 (fig. 11A et B). Leur confrontation permet de confirmer les observations faites sur les TRE. C’est le cas notamment du Petit Rhône de Charrat, en aval (site B, profil CHA01). D’autres paléochenaux récents ne sont cependant que partiellement retrouvés et le cas échéant, leur position sur les cartes est généralement décalée par rapport à celle détectée par les TRE. C’est essentiellement le cas sur le site amont (site A), d’une part pour le paléochenal de Saxon (en rive gauche, profil SAI03) et d’autre part pour le chenal principal du Rhône (en rive droite, profil SAI02) ; les deux paléochenaux sont retrouvés dans une position plus méridionale que celles de leur tracé dessiné sur les cartes historiques. Ce décalage est attribué à une imprécision de cartographie, pour laquelle une erreur de l’ordre de quelques millimètres conduit à des localisations pouvant varier de plusieurs dizaines de mètres.

28Cette étude a également permis de mettre à jour d’autres chenaux n’apparaissant ni sur les cartes historiques ni sur le MNT. On trouve en effet sur le site B (près de Fully) des résistivités élevées (donc des formations alluviales grossières) à proximité de la surface (entre -4,75 et -0,5 m de profondeur). Cette observation, confirmée par le carottage FP02, permet d’affirmer que l’activité principale du Rhône a été localisée dans le nord de la plaine alluviale, au cours d’une période relativement récente puisque le toit des alluvions grossières se trouve à 0,5 m sous la surface et qu’un fragment de bois présent dans ces derniers a été daté par 14C entre 1640-1650 apr. J.-C. L’extension maximale supposée de la bande active de tressage du PAG (fig. 11C) a été effectuée à partir du recoupement des profils ERT, des cartes historiques de 1802 (qui montrent la localisation la plus récente des chenaux à la fin du PAG), des limites de l’extension de la végétation représentée sur ces mêmes cartes (et localisée dans des zones d’alluvionnement récent du fait de la richesse des sols alluvionnés et de leur besoin en eau stockée dans l’aquifère peu profond) et des informations apportées par les TRE. Près de Fully, la limite sud de cette bande active supposée montre une bonne corrélation avec les données apportées par la TRE du profil FUL01.

29La TRE apporte en outre des données complémentaires sur les alluvions préservées à des plus grandes profondeurs (fig. 11D). Sur le site A (amont du secteur), la localisation d’un ancien chenal principal du Rhône a pu être précisée à partir de la TRE du profil SAI02. Ce chenal, situé au nord du chenal actuel, entre -22 et -18 m de profondeur, a une largeur d’environ 95 m. Les dimensions similaires de cette formation avec le paléochenal du Rhône identifié en surface et à l’aide des cartes historiques indiquent que cette formation grossière correspond vraisemblablement à une position antérieure du chenal principal du Rhône pendant l’Holocène. L’activité principale du Rhône en contexte naturel était donc préférentiellement localisée dans le nord de la vallée, près du village de Saillon. Les dimensions de ces deux générations de paléochenaux étant relativement similaires, elles permettent d’avancer qu’en contexte naturel (sans endiguement) et à conditions hydro-climatiques égales, le chenal du Rhône dans ce secteur avait une largeur comprise entre 80 et 100 m. Parallèlement à l’écoulement principal, plusieurs chenaux secondaires aux dimensions plus réduites (moins de 40 m de largeur) parcouraient la plaine et rejoignaient le Rhône plus en aval. Parmi ces bras, on trouve le Petit Rhône de Charrat, mentionné sur les cartes historiques et le paléochenal de Saxon. L’existence de ce réseau de chenaux multiples suggère que l’activité fluviale a été assez intense dans ce secteur, ce qui peut se vérifier au regard de l’architecture sédimentaire complexe rencontrée en profondeur. La mobilité des chenaux est supposée importante durant les périodes d’activité intense. Elle est représentée par une flèche noire près du paléochenal de Saxon, pendant la période du PAG (fig. 11C).

30Sur le site B, plusieurs formations alluviales grossières (FUL01) sont situées à des cotes distinctes mais relativement proches (-12 m à -35 m ; fig. 6). Elles correspondent à plusieurs générations de chenaux appartenant à des bandes actives qui ont très probablement évolué conjointement. L’âge de ces chenaux reste cependant indéterminé.

31À l’échelle de l’ensemble du secteur d’étude, les modèles stratigraphiques issus de 122 forages rassemblés dans la base de données BDFor (Canton du Valais) ont montré que, du fait d’une meilleure connectivité avec les grands torrents latéraux de l’amont, les formations alluviales du site A présentent des épaisseurs de sédiments grossiers plus importantes qu’en aval.

32Au delà des informations d’ordre paléodynamique, cette étude confrontant les logs électriques obtenus par la TRE avec les logs stratigraphiques a également permis de créer un référentiel de classes de résistivités propres aux formations du Rhône suisse (fig. 12). Les valeurs type de résistivité mesurées dans les terrains quaternaires sont généralement admises sous formes de classes dont les bornes sont très éloignées (par exemple, de 80 ohm.m à 1 200 ohm.m pour les sables et les graviers). Nous avons pu ici définir des classes plus précises, basée sur des formations dites « pures », dont la texture dominante est celle mentionnée. Celles des limons et des argiles (saturés ou non) présentent des valeurs qui s’étendent de 5 à 40 ohm.m, celle des sables (fins, moyens grossiers) de 30 à 200 ohm.m environ, celles des graviers et des petits galets à matrice sableuse de 150 et 500 ohm.m et celles des graviers et des galets grossiers saturés de 500 et 800 ohm.m, allant jusqu’à 1 000 ohm.m en terrain non saturé. Evidemment, suivant la taille des galets par exemple, ou encore le pourcentage de matrice sableuse et/ou argileuse dans une formation graveleuse, ces gammes de résistivités peuvent connaître de légères variations. Mais elles sont cependant assez représentatives des formations de la vallée de Rhône suisse.

33Cette étude a donc finalement montré la fiabilité et l’intérêt de l’utilisation des TRE pour la caractérisation des formations rhodaniennes. Cependant, plusieurs limites d’investigation existent dans le cas d’une plaine alluviale alpine. La présence d’unités sédimentaires peu épaisses (moins de 30 cm) rend difficile leur détection sans l’usage d’un espacement inter-électrodes très faible, qui va en contrepartie allonger la durée des prospections. De plus, la résolution diminue grandement avec la profondeur et il est nécessaire d’être très prudent lors de l’interprétation des zones les plus profondes, qui doivent être corrélées avec des logs stratigraphiques. Cette méthode présente par ailleurs des limites dues à la compréhension du milieu étudié. Il est en effet nécessaire d’avoir une connaissance de l’hydrogéologie et notamment du fonctionnement de la nappe alluviale principale. Sa présence modifie la saturation du milieu, qui influe sur la conductivité du courant dans la subsurface, donc sur les valeurs de résistivité qui vont conditionner les interprétations possibles des TRE. Enfin, la méthode développée montre la nécessité d’une approche interdisciplinaire. Le recoupement des informations fournies par les documents cartographiques, la géomatique (MNT), la stratigraphie et les prospections géophysiques reste indispensable pour parvenir à une bonne interprétation des formes et de la dynamique fluviale.

Fig. 11 Synthèse des paléochenaux identifiés à partir de l’étude des cartes anciennes, du MNT et des profils ERT effectués entre Chamoson et Martigny
Fig. 11 – Synthetic maps of the different palaeochannels identified, compiled from combinations of historical maps, DEM analyses and ERT profiles between Chamoson and Martigny

Fig. 11 – Synthèse des paléochenaux identifiés à partir de l’étude des cartes anciennes, du MNT et des profils ERT effectués entre Chamoson et MartignyFig. 11 – Synthetic maps of the different palaeochannels identified, compiled from combinations of historical maps, DEM analyses and ERT profiles between Chamoson and Martigny

Les quatre périodes représentées (1840; 1802 ; PAG ; Holocène) correspondent aux périodes supposées de fonctionnement. Les flèches blanches indiquent les erreurs de représentation sur les cartes historiques. Par ailleurs, il n’a pas été possible d’avancer de dates plus précises pour la période holocène.
The four periods (1840; 1802; Little Ice Age; Holocene) correspond to the supposed periods of activity of the palaeochannels. The white arrows show mapping errors. Furthermore, it was not possible to be more precise for the so-called “Holocene” period.

Fig. 12 – Valeurs de résistivité applicables aux différentes formations sédimentaires rencontrées dans la vallée du Rhône suisse
Fig. 12 – Resistivity values corresponding to the different sedimentary formations of the Swiss Rhône valley

Fig. 12 – Valeurs de résistivité applicables aux différentes formations sédimentaires rencontrées dans la vallée du Rhône suisseFig. 12 – Resistivity values corresponding to the different sedimentary formations of the Swiss Rhône valley

Nous tenons particulièrement à remercier Alexandre Vogel (hydrogéologue au Service des routes et cours d’eau de l’État du Valais) pour la mise à disposition de la base de données BDFor. Nous remercions également la Fondation Herbette de l’Université de Lausanne pour le financement des deux carottages ainsi que tous les collègues et étudiants de l’Université de Lausanne qui ont contribué à l’acquisition des données de terrain. Enfin, nous adressons nos remerciements aux deux relecteurs anonymes, à Stuart Lane (Université de Lausanne) pour le perfectionnement de la version abrégée en anglais ainsi qu’à Stéphane Cordier (Université Paris-Est Créteil) et David Bridgland (Université de Durham), coéditeurs du numéro thématique, pour les améliorations apportées à cet article.

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Annexe

Abridged English version

Floodplains provide excellent sedimentary records of fluvial dynamics, notably from the end of the last glacial period to the present. Although the history of glacial infilling of the Swiss Rhône River upstream of Lake Geneva is mostly well known (Finger and Weidmann, 1987; Havenith et al., 2009; fig. 1B), very few studies have until now addressed the question of how the ca. 200 m of infilling occurred as a result of fluvial processes. Electrical Resistivity Tomography (ERT) is an indirect and non-invasive method of high potential for characterising sedimentary structure. In two study sites situated between Sion and Martigny (fig. 1), several electrical profiles were measured in order to identify the locations of palaeochannels and to reconstruct the palaeodynamics of the Swiss Rhône River. An initial analysis of historical maps defined the best sites of investigation (fig. 2) and a LIDAR DEM was used to measure the surface expression of palaeoforms (fig. 3A and C). Two composite transects (with five different sections) crossing the valley from north to south perpendicular to the valley axis (fig. 3) were obtained. The precise location of electrical profiles was determined from DEM analyses (2 m-resolution). Two profiles were thus located transverse to palaeochannel axes in order to evaluate their dimension in 2D (length and depth) and their lateral variability. Three other were located near the present Rhône channel (proximal flood plain) to evaluate its lateral variability in the distal flood plain and to detect buried channels.

In ERT prospecting, the wider the spacing of electrodes at the surface, the greater is the depth that can be investigated, although the resolution is reduced. Because electrode spacing determines the resolution of the pseudo-section, two sets of measurements were carried out to allow both a sufficiently high depth of investigation and a good resolution: a 1 m-electrode spacing allowed high-resolution prospecting up to 9 m deep; a 5 m-electrode spacing allowed observation up to 35 m depth but with a lower resolution. All the electrical measurements were done in summer, during high river water level, in order to avoid interpretation problems due to the variation of the groundwater table in the subsurface (up to 2 m; fig. 4). Sedimentary contrasts in the floodplain fill (pebbles, sand, silt, and clay) causes significant differentiation of resistivity values. Because of the high porosity of coarse formations, resistivity values are indeed higher in coarse (pebble) materials, and inversely resistivity values are low in clayey and silty formations which are highly conductive. The study has allowed the definition of precise classes of resistivity values as functions of the nature of formations and thereby has been established a reference table of the fluvial sediments infilling in the Rhône valley (fig. 12). The values range between 10 ohm.m for clay and silt formations and up to 800 ohm.m for unsaturated gravel formations (between 200 and 800 ohm.m for saturated coarse materials).

At site B, the real sedimentary structure is known thanks to two cores drilled along the profile lines. The site shows two different generations of channels and different dynamics in the north and the south of the valley. In the northern part (profile FUL01; fig. 6), the more resistant areas (500 to 800 ohm.m) are situated near the surface, from -0.45 m to 4.75 m of depth. On one hand, the comparison between the sedimentological log (FP02) and the corresponding electrical log (fig. 9A and B) have shown that this resistant area corresponds to a coarse unit including gravels in a sandy matrix; on the other hand electrical prospecting has detected this area with considerable precision, thus confirming the great potential of the method. Furthermore, the dating of a piece of wood found in this unit at a depth of -1.85 m yielded an age of 310 to 300 cal. BP (i.e., AD 1640-1650), confirming a Little Ice Age (LIA) depositional age. The deposition of this coarse unit would have started earlier than this, as the base of the formation is located at -4.75 m. At greater depths (-12 m to -35 m), several resistant areas (~350 ohm.m corresponding to coarse materials) were detected. They are likely to record several generations of palaeochannels. In the south of the valley (profile CHAR01; fig. 7), the profile was located near a former secondary channel. The sedimentary log (fig. 8) and ERT profiles suggest the existence of a lower energy depositional environment with both very low-resistivity values (up to 50 ohm.m) and the presence of silt and clay layers. This assumption is confirmed by historical maps (1856; fig. 3D) which reveal that this place was a swamp with a lake in the mid-19th century.

Site A shows the same trends, with the concentration of the main Rhône fluvial activity in the northern part of the valley, near the present location of the main channel. Tomographies have allowed the detection of two different palaeochannels, both corresponding to former locations of the Rhône. The relatively closed dimensions of these two palaeoforms (85 m and 95 m wide) suggest that these dimensions were those of the main Rhône channel when it functioned naturally, i.e. without dykes. In the south of the valley, the sediment architecture is more complex and the tomographies do not show well-delimited resistive areas corresponding to specific channels (fig. 8). This suggests a regular movement of all secondary channels, probably due to the influence of torrential tributaries (Torrent des Croix; Salentse; Losentse; Fare). Sedimentary facies modelling, based on a database of 122 cores obtained in the study area, showed that the thickness of coarse sediment within the valley infill is greater upstream than downstream (fig. 10).

Finally, this method is very useful for characterising both the location and dimension of palaeochannels. But some limits exist, namely in terms of resolution of investigation. Depending on the electrode spacing used, the thinnest layers often cannot be identified. Consequently, on the one hand, the general stratigraphy has to be known before investigation to avoid interpretation errors, and on the other hand indirect prospecting has to be correlated with cores that provide the detailed information necessary to reconstruct depositional environments.

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Table des illustrations

Titre Fig. 1 – Localisation du secteur d’étudeFig. 1 – Location of the study site
Légende A : Situation à l’échelle du bassin-versant du Rhône. B : Géomorphologie du secteur d’étude et localisation des deux sites prospectés (A et B). Lithologie. 1 : calcaires, marnes ; 2 : gneiss ; 3 : gneiss, migmatites ; 4 : gneiss ; 5 : calcaires, marnes, dolomies, grès ; 6 : marbres, dolomies, calcschistes, schistes ; 7 : schistes. Géomorphologie. 8 : cône de déjection ; 9 : plaine alluviale du Rhône ; 10 : chenal actuel du Rhône ; 11 : paléochenaux inscrits dans la topographie ; 12 : affluent majeur ; 13 : affluent mineur. C : Nature du remblaiement profond de la vallée du Rhône majoritairement d’origines glaciaire et lacustre (d’après Besson et al., 1993, modifié). a : dépôts torrentiels sous-glaciaires ; b : dépôts morainiques de base et résiduels ; c : dépôts glacio-lacustres proglaciaires puis périglaciaires ; d : dépôts lacustres indifférenciés ; e : dépôts fluviaux. D : Photographies de la plaine alluviale du Rhône et du chenal actuel endigué du Rhône à Saillon (clichés : E. Reynard, 2009 ; L. Laigre, 2010).A: In the Rhône catchment, upstream of the Lake Geneva. B: Geomorphology of the study site and location of the two explored sites: upstream (site A), downstream (site B). Lithology. 1: limestones, shales; 2: gneiss; 3: gneiss, migmatites; 4: gneiss; 5: limestones, shales, dolomites, sandstone; 6: marble, dolomites, calcschists, schists; 7: schists. Geomorphology. 8: alluvial fans; 9: Rhône floodplain; 10: present Rhône channel; 11: topographical palaeochannel; 12: major tributary; 13: minor tributary. C: Deep infilling of the Rhône valley showing the glacial and lacustrine origins of most of the deposits (modified from Besson et al., 1993). a: subglacial torrential deposits ; b: till and residual till ; c: proglacial glacio-lacustrine deposits overlain by periglacial glacio-lacustrine deposits ; d: undifferenciated lacustrine deposits ; e: fluvial deposits. D: Pictures of the Rhône floodplain and of the present embanked channel at Saillon (site A; photographs: E. Reynard, 2009; L. Laigre, 2010).
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/10020/img-1.png
Fichier image/png, 606k
Titre Fig. 2 – Evolution du style fluvial du Rhône entre 1802 et 1930 près de Saillon (site B) : passage d’un cours d’eau à chenaux tressés (A et B) à un chenal unique subrectiligne endigué (C et D)Fig. 2 – Evolution of the Rhône River fluvial style between 1802 and 1930 near Saillon, from a braided pattern (A and B) to a single embanked channel (C and D)
Légende Entre 1802 et 1840, les changements ont une origine naturelle. A partir de 1860, le chenal est endigué et la métamorphose observée est anthropique. 1 : chenal du Rhône ; 2 : banc ou île ; 3 : chenal en cours de déconnexion ; 4 : paléochenal ; 5 : affluent ; 6 : canal de drainage ; 7 : zone humide ; 8 : plaine alluviale. Between 1802 and 1840, morphological changes are natural. From 1860, the Rhône was canalised; the change thus has a human origin. 1: Rhône channel; 2: bar or island; 3: channel in disconnection; 4: palaeochannel; 5: tributary; 6: artificial drainage channel; 7: wetland; 8: floodplain.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/10020/img-2.png
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Titre Fig. 3 – Implantation des profils de TRE réalisés sur les sites A et BFig. 3 – Location of the electrical profiles carried out at each site (site A and site B)
Légende Leur localisation a été définie en fonction de l’existence de paléochenaux récents visibles sur les cartes historiques (A : Plan Napoléon, 1802 ; C : Levé Dufour, 1840). Ces profils ont été reportés sur le MNT LIDAR (datant de 2004) qui permet d’apprécier la topographie actuelle (B et D). Sur le site B figure également la localisation des carottages effectués (FP01 et FP02). Les profils électriques ont été réalisés transversalement aux anciens chenaux afin d’évaluer les variations latérales de faciès sédimentaire.The locations have been defined on the basis of the presence of recent palaeochannels observed on historical maps (A: Napoleonic map, 1802; C: Levé Dufour, 1840). These profiles have also been located on the LIDAR DEM (dating from 2004), which allows observation of the present topography. At site B, the coring locations are also represented (FP01 and FP02). Profiles were oriented transverse to former channels in order to evaluate lateral variations of sediment facies.
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Titre Fig. 4 – Influence de la saturation du sol et de la variation du niveau de la nappe alluviale sur les valeurs de résistivités issues de la comparaison de deux profils TRE identiques effectués à deux périodes différentes : lors des basses eaux du Rhône (mars ; A) et des hautes eaux du Rhône (septembre ; B) Fig. 4 – Influence of soil saturation and alluvial ground water level on resistivity values, from comparison of a same profile carried out at two different periods: low water level period (March; A) and high water level period (September; B)
Crédits La fig. 4C montre les différences entre les deux mesures. Le paléochenal de Saillon est situé au centre de la tomographie. Fig. 4C shows the differences between the two periods of measurements. The Saillon palaeochannel is located in the centre of the tomography.
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Titre Fig. 5 – Valeurs-types de résistivités rencontrées en milieu quaternaireFig. 5 – Typical values of resistivity in Quaternary environments
Crédits D’après Samouëlian et al., 2005 ; Marescot, 2006, modifiés. Modified from Samouëlian et al., 2005; Marescot, 2006.
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Titre Fig. 6 – TRE du profil FUL01 avec deux espacements inter-électrodes (A : 5 m ; B : 1 m) et localisation des carottages sur ces deux profilsFig. 6 – ERT pseudo-sections of the FUL01 profile with two different electrode spacings (A: 5 m; B: 1 m), and the location of coring sites along the two electrical profiles
Légende Ces pseudo-sections mettent en évidence une zone de très forte résistivité de -1 m à -5 m par rapport à la surface topographique et plusieurs zones jusqu’à -25 m. 1 : zone de résistivité assez élevées (250 ohm.m) ; 2 : zone de résistivité plus faible (inférieure à 60 ohm.m) ; 3 : zone de résistivités très élevées (jusqu’à 800 ohm.m). These pseudo-sections emphasise a highly resistive area between -1 m and -5 m from the topographic surface, and several other resistive areas down to -25 m. 1: high resistivity values area (250 ohm.m); 2: lower resistivity values area (<60 ohm.m); 3: very high resistivity values area (up to 800 ohm.m).
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Titre Fig. 7 – TRE du profil CHA01 avec deux espacements inter-électrodes (A : 5 m ; B : 1 m) et localisation des carottages sur ces deux profilsFig. 7 – ERT pseudo-sections of the CHA01 profile, with two different electrode spacings (A: 5 m; B: 1 m), and the location of coring sites along the two electrical profiles
Légende Ces pseudo-sections mettent en évidence des résistivités beaucoup plus faibles que dans le centre de la plaine alluviale. These pseudo-sections emphasise lower resistivity values than in the centre of the floodplain.
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Titre Fig. 8 – TRE des profils du site A : SAI01-SAI02-SAI03 avec un seul espacement inter-électrodes de 5 mFig. 8 – ERT of the Site A profiles: SAI01-SAI02-SAI03, with a unique electrode spacing of 5 m
Légende Elles mettent en évidence l’existence d’un chenal principal du Rhône beaucoup plus large au centre de la plaine alluviale et d’une structure sédimentaire beaucoup plus complexe dans le sud, à proximité des versants et des affluents torrentiels. A : 1 et 2 : zone de résistivité élevée (entre 200 et 300 ohm.m) ; 3 : zone de résistivité plus faible (autour de 100 ohm.m). B : 1 : zone de résistivité élevée (360 ohm.m) ; 2 : zone de résistivité élevée (300 ohm.m) ; 3 : zone de résistivité plus faible (100 ohm.m) ; 4 : zone de résistivités très élevée (jusqu’à 1 000 ohm.m) ; 5 : zone de résistivité plus faible (150 ohm.m).Pseudo-sections emphasise the existence of a wide main Rhône River channel in the centre of the floodplain and a more complex sedimentary structure in the south, near to the slopes and to torrential tributaries. A: 1 and 2: high resistivity values area (between 200 and 300 ohm.m); 3: lower resistivity values areas (around 100 ohm.m). B: 1: high resisitivity values area (360 ohm.m); 2: high resistivity values area (300 ohm.m); 3: lower resistivity values area (100 ohm.m); 4: very high resistivity values area (up to 1000 ohm.m); 5: lower resistivity values area (150 ohm.m).
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Titre Fig. 9 – Comparaison des logs stratigraphiques des carottages FP01 avec le profil FUL01 (A et B) et le log stratigraphique du carottage FP02 avec le profil CHA01 (C et D)Fig. 9 – Comparison of the stratigraphic logs from the two corings sites FP01 and FP02, with the corresponding electrical logs (FUL01: A and B and CHA01: C and D) deduced from ERT pseudo-sections. The grey areas correspond to the coarser sedimentary formations potentially detectable with resistivity measurements
Légende Les zones grisées correspondent aux formations sédimentaires les plus grossières qui sont potentiellement détectables par la mesure de la résistivité. Les limites horizontales en pointillés désignent les différents milieux de sédimentation. A : Chenal ; A’ : Marge de chenal ; B : Plaine d’inondation proximale ; C : Plaine d’inondation distale ; D : Marais et/ou lac. Les limites majeures entre les unités sédimentaires les plus épaisses sont retrouvées sur les logs électriques mais les unités les plus fines ne sont pas visibles. Faciès sédimentaires. 1 : limons argileux ; 2 : limons sableux ; 3 : limons sableux grossiers ; 4 : sables fins ; 5 : sables fins à moyens avec graviers ; 6 : sables moyens à grossiers ; 7 : sables moyens à grossiers avec graviers ; 8 : graviers à matrice sableuse ; 9 : graviers et galets à matrice sableuse ; 10 : tourbe. Dotted horizontal limits correspond to different deposition environments. A: Channel; A’: Channel pointbar; B: Proximal flood plain; C: Distal flood plain; D: Pond and/or lake. The main limits of the thickest units are visible on the electric logs, whereas the finest ones are not identified. Sedimentary facies. 1: clayey silt; 2: sandy silt; 3: coarse sandy silt; 4: fine sand; 5: fine to medium sand with gravels; 6: medium to coarse sand; 7: medium to coarse sand with gravels; 8: gravels with a sandy matrix; 9: gravels and pebbles with a sandy matrix; 10: peat.
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Titre Fig. 10 – Modèles sédimentaires du secteur de Saillon à Martigny montrant la proportion des faciès sédimentaires et de la porosité en fonction de leur profondeurFig 10 – Sedimentary models of the Saillon-Martigny area showing the different sedimentary units vs. Depth
Légende La figure a été réalisée à partir de la base de données BDFor qui décrit les forages réalisés entre Saillon et Martigny.. Faciès sédimentaires. 1 : terre ; 2 : terre sableuse ; 3 : terre limono-sableuse ; 4 : terre sablo-limoneuse ; 5 : argiles ; 6 : argiles limoneuses ; 7 : limons argileux ;  8 : limons ; 9 : limons sableux ; 10 : sables limoneux ; 11 : sables limoneux ; 12 : sables graveleux ; 13 : graviers limoneux ; 14 : graviers sableux ; 15 : graviers ; 16 : blocs. This figure has been compiled from BDFor data, including descriptions of coring profiles between Saillon and Martigny. Sedimentary facies. 1: soil; 2: sandy soil; 3: sandy-clayey soil; 4: clayeys-sandy soil; 5: clay; 6: silty-clay; 7: clayey-silt; 8: silt; 9: sandy clay; 10: sand; 11: silty sand; 12: gravelly sand; 13: silty gravel; 14: sandy gravel; 15: gravel; 16: boulder.
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Titre Fig. 11 Synthèse des paléochenaux identifiés à partir de l’étude des cartes anciennes, du MNT et des profils ERT effectués entre Chamoson et MartignyFig. 11 – Synthetic maps of the different palaeochannels identified, compiled from combinations of historical maps, DEM analyses and ERT profiles between Chamoson and Martigny
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Légende Les quatre périodes représentées (1840; 1802 ; PAG ; Holocène) correspondent aux périodes supposées de fonctionnement. Les flèches blanches indiquent les erreurs de représentation sur les cartes historiques. Par ailleurs, il n’a pas été possible d’avancer de dates plus précises pour la période holocène. The four periods (1840; 1802; Little Ice Age; Holocene) correspond to the supposed periods of activity of the palaeochannels. The white arrows show mapping errors. Furthermore, it was not possible to be more precise for the so-called “Holocene” period.
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Titre Fig. 12 – Valeurs de résistivité applicables aux différentes formations sédimentaires rencontrées dans la vallée du Rhône suisseFig. 12 – Resistivity values corresponding to the different sedimentary formations of the Swiss Rhône valley
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/10020/img-13.png
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Pour citer cet article

Référence papier

Laetitia Laigre, Emmanuel Reynard, Gilles Arnaud-Fassetta, Ludovic Baron et Damian Glenz, « Caractérisation de la paléodynamique du Rhône en Valais central (Suisse) à l’aide de la tomographie de résistivité électrique », Géomorphologie : relief, processus, environnement, vol. 18 - n° 4 | 2012, 405-426.

Référence électronique

Laetitia Laigre, Emmanuel Reynard, Gilles Arnaud-Fassetta, Ludovic Baron et Damian Glenz, « Caractérisation de la paléodynamique du Rhône en Valais central (Suisse) à l’aide de la tomographie de résistivité électrique », Géomorphologie : relief, processus, environnement [En ligne], vol. 18 - n° 4 | 2012, mis en ligne le 02 février 2015, consulté le 19 août 2017. URL : http://geomorphologie.revues.org/10020 ; DOI : 10.4000/geomorphologie.10020

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Auteurs

Laetitia Laigre

Institut de géographie et durabilité – Université de Lausanne – Geopolis – UNIL-Mouline – 1015 Lausanne – Suisse. UMR 8591 du CNRS (LGP, Meudon) – France (laetitia.laigre@unil.ch).

Articles du même auteur

Emmanuel Reynard

Institut de géographie et durabilité – Université de Lausanne – Geopolis – UNIL-Mouline – 1015 Lausanne – Suisse (emmanuel.reynard@unil.ch).

Articles du même auteur

Gilles Arnaud-Fassetta

Université Paris-Diderot (Paris 7) – UMR 8591 (LGP, Meudon) et 8586 (PRODIG) du CNRS – France (gilles.arnaud-fassetta@univ-paris-diderot.fr).

Articles du même auteur

Ludovic Baron

Centre de Recherche sur les Environnements Terrestres – Université de Lausanne – Amphipôle – 1015 Lausanne – Suisse (ludovic.baron@unil.ch).

Damian Glenz

Centre d’Hydrogéologie et de Géothermie – Université de Neuchâtel – Rue Emile-Argand 11 – 2000 Neuchâtel – Suisse (damian.glenz@unine.ch).

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Droits d’auteur

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