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Introduction

L’érosion interne est l’une des principales causes de rupture de digues fluviales (Bonelli, 2012 ; 2013  ; Danka et Zhang, 2015). Les observations visuelles de fuites (résurgences), sand-boils, fontis et de turbidité en sont les meilleurs indicateurs.

Il existe plusieurs types de fontis selon la nature du milieu (rocheux, karstique ou granulaire) [Gutierrez, 2016]. Leur apparition dans les sols est un phénomène qui résulte le plus souvent de l’effondrement d’un volume de matériau de faible densité, mécaniquement instable. Lorsque ce volume est situé en profondeur, c’est toute la colonne de sol située au-dessus qui se tasse. Une faible densité locale peut être la conséquence d’une érosion interne : suffusion ou érosion de contact. Le tassement dû à l’instabilité mécanique peut se produire instantanément lors d’une érosion importante (lorsque le sol est saturé), ou ultérieurement, lorsque le sol sec précédemment érodé est à nouveau soumis à une saturation. Bien que des fontis soient observés en pied de digues en milieu non karstique (Van et al., 2022), l’origine de ces phénomènes est encore difficile à expliquer (Garner et Fannin, 2010) et leur modélisation reste complexe (Yin et al., 2023). À notre connaissance, il n’existe pas d’étude à ce jour permettant d’expliquer l’apparition d’un fontis dans le sol de fondation d’une digue fluviale tenant compte des conditions géologiques à différentes échelles.

Les digues fluviales sont toutes susceptibles d’être affectées par l’apparition de sand-boils en raison de la présence de couches très perméables dans leur fondation, le plus souvent identifiés comme des paléo-chenaux. Ils représentent l’un des principaux désordres (Richards et Reddy, 2007 ; Zwanenburg et al., 2017 ; Van et al., 2022). Quatre mécanismes ont été identifiés comme étant responsables des sand-boils (Holzer et Clark, 1993) : détournement et réapparition d’un écoulement interne chargé de sédiments le long d’une fissure préexistante ; liquéfaction induite par un séisme ; glissement de terrain ; écoulement artésien pouvant initier une érosion interne. Ces derniers font l’objet de cette présente étude et sont attribués au gradient de charge hydraulique entre la rivière et la zone protégée. Durant les crues, la profondeur d’eau s’élève progressivement dans le lit de la rivière endiguée, si bien que la pression interstitielle augmente dans les sols de fondation, diminuant ainsi leur contrainte effective et favorisant l’érodabilité des matériaux les plus perméables. Au-delà d’une contrainte seuil, l’écoulement parvient à détacher les grains de sable de la fondation pour les transporter vers la surface, où le gradient hydraulique se dissipe rapidement et permet la formation d’un dépôt conique (appelé sand-boil ou volcan de sable) autour de l’exutoire, constitué principalement de sable fin uniforme. L’érosion peut ensuite progresser vers le cours d’eau et initier la formation d’un conduit d’érosion dans la couche de sable, pouvant compromettre la stabilité de la digue. Le seuil de contrainte nécessaire au détachement des grains est néanmoins significativement inférieur à celui permettant la progression du conduit, ce qui permet au processus de s’initier et de se stopper à charge hydraulique constante (van Beek, 2015), sans conduire nécessairement à une rupture par brèche. Il est néanmoins tout à fait envisageable que cette progression se développe tardivement sous une même charge hydraulique, notamment si la crue suivante est plus longue. Cependant, il n’est pas établi que les conduits ainsi formés soient préservés dans la fondation après la crue. Il est donc essentiel de tenir compte avec précision de tous les facteurs influents lors de l’analyse de la sécurité du système d’endiguement.

Les analyses actuelles n’intègrent que les informations de petite échelle relatives à la nature du sol et la géométrie des couches. À travers une description largement simplifiée (van Beek, 2015 ; Robbins et van Beek, 2015). Notamment, la plupart des études considèrent une couche de sable tabulaire dans la fondation et la présence de défauts pour initier ces processus. Cette description simplifiée ne permet pas d’expliquer la répartition des sand-boils, localisés en pied de digue ou sur le val protégé (jusqu’à 1 km de la digue [DeHaan et al., 2012]). La morphologie de la rivière, développée à plus grande échelle, est rarement prise en compte, même si elle a pourtant une influence majeure sur l’apparition de ces signatures d’érosion (Wolff, 2002 ; Glynn et al., 2012 ; Semmens et Zhou, 2019 ; Girolami et al., 2023). Elles peuvent expliquer pourquoi de nombreux kilomètres de digues soumis à des gradients hydrauliques similaires ont des réponses différentes : pas de signature d’érosion, présence de fuites, de sand-boils avec ou sans érosion (eau claire), de fontis. Cela peut aussi expliquer pourquoi il existe encore très peu de modèles numériques capables de reproduire les observations réalisées autour des digues en période de crues (Garcia Martinez et al., 2020). Ce travail se base sur les méthodes d’observation géophysique classiquement utilisées dans le domaine des digues pour obtenir une imagerie des sols de fondation (Dezert et al., 2019 ; Karim et al., 2019). L’objectif est de montrer que cette approche permet de fournir les éléments essentiels à la description des mécanismes de déclenchement de l’érosion interne dans la fondation perméable des digues de protection contre les inondations. Cette étude est illustrée par le cas des digues de l’Agly (Fig. 1), où de nombreux fontis, sand-boils et résurgences ont été observés mais reste encore non expliqués (Zwanenburg et al., 2017 ; Tourment et al., 2018 ; Van et al., 2022).

Fig. 1 Sand-boils (a,b) et fontis (c,d) observés à proximité des digues de l’Agly. Sand-boils (a, b) and sinkholes (c, d) located at the vicinity of the Agly dikes.

Fontis, résurgences, sand-boils observés sur les digues de l’Agly

L’analyse géomorphologique de l’Agly révèle plusieurs caractéristiques : il s’agit d’une rivière perchée dont le lit mineur se situe au-dessus du sol naturel de la zone protégée. La zone étudiée est localisée après un élargissement brutal du lit majeur, laissant la possibilité à la rivière d’avoir des chenaux instables, voire des chenaux en tresse (Carozza et Puig, 2012). Ces chenaux ont érodé le substratum silto-argileux (Pliocène) au cours du Pléistocène pour former une paléo-vallée qui s’est par la suite comblée de sédiments sablo-graveleux datés de l’Holocène (11 000 ans) (Tesson et al., 2005 ; Labaune et al., 2010 ; Carozza et ; al., 2013 ; Girolami et al., 2023). De part et d’autre de la rivière, les terrasses alluviales Quaternaire sont majoritairement constituées de silts, de sables fins à grossiers, et de graviers, avec la possibilité de détecter des paléo-chenaux orientés vers le Nord-Est (Girolami et al., 2023).

Entre 1969 et 1974, 13 km de digues ont été construites, d’une hauteur de 2 à 3 m au-dessus de la plaine inondable et de largeur de crête d’environ 8 m. Le noyau de la digue est constitué de limon sableux à sable limoneux. Une tranchée de drainage de 2 m de profondeur a été disposée en pied aval en 2013, surmontée d’enrochements. Côté rivière, la hauteur totale est d’environ 6 m, avec une risberme située à mi-hauteur. La largeur du lit endigué est d’environ 65 m. Le système d’endiguement a subi 11 crues sur la période 1977–2020, toutes qualifiées de courte durée (généralement étendues sur quelques heures). La crue de 1999, caractérisée par un débit de pointe d’environ 2110 m³/s, a provoqué une brèche en rive gauche. La crue de 2013, caractérisée par un débit de pointe d’environ 970 m³/s, a provoqué une brèche en rive droite. Les reconnaissances géotechniques montrent le caractère hétérogène du sol de fondation. Les études se sont appuyées sur une description simplifiée : une couche de limons sableux à sables limoneux d’épaisseur très variable (de quelques cm à 5 m) en surface, surmontant une couche de sables fins à sables graveleux de plusieurs mètres d’épaisseur (jusqu’à 10 m au-dessous du sol naturel) contenant des couches de matériaux grossiers très perméables (graviers, blocs, galets), au-dessous duquel on peut détecter le substrat marneux imperméable (Girolami et al., 2023). Les sédiments alluviaux résultent du recalibrage de la rivière et ont été analysés par le biais de carottes sédimentaires réalisées après la crue de 2013 (voir les exemples reportés sur la Fig. 2) [Girolami et al., 2023].

Après chacune des 6 crues de 1992 à 2014, des signatures d’érosion : fuites, sand-boils et fontis ont été observés le long de deux tronçons : un tronçon de 700 m de long en rive gauche et un tronçon de 500 m de long en rive droite, s’étendant jusqu’à 60 m à l’intérieur de la zone protégée (Fig. 1 et 2a). Les sand-boils forment des cônes réguliers de quelques centimètres à 1 mètre de diamètre, tandis que les fontis, régulièrement observés à proximité du pied de digue, ont une forme irrégulière avec une longueur de 0,5 à 3 m dans leur plus grande dimension. Ils sont le plus souvent assimilés à des sand-boils effondrés dans les rapports d’expertise. Cependant, il n’existe pas à ce jour d’explication satisfaisante permettant de décrire l’apparition de ces signatures d’érosion, ni de modélisation pour reproduire ces observations (Zwanenburg et al., 2017 ; Van et al., 2022 ; Tourment et al., 2018).

Fig. 2 (a) Présentation de la zone d’étude où les signatures d’érosion (fuites, sand-boils et fontis) ont été localisées en rive gauche ainsi que les profils ERT exposés dans cette étude ; (b) Exemples de prélèvements de sols échantillonnés par carottage dans la zone d’intérêt, indiquant la présence de matériaux grossiers dans les couches perméables. (a) Presentation of the study area where erosion signatures (leaks, sandboils and sinkholes) are located on the left bank, as well as ERT profiles exposed in this paper. (b) Examples of borehole logs, sampled in the study-area, indicating the presence of coarse materials constituting the permeable layers.

Description des méthodes géophysiques

Les deux méthodes géophysiques présentées ici sont classiquement utilisées pour les investigations relatives aux digues (Dezert et al., 2019) : l’induction électromagnétique (EMI) et la tomographie de résistivité électrique (ERT).

L’induction électromagnétique (EMI)

L’EMI est une méthode bien établie permettant de mesurer la conductivité électrique apparente moyenne [S/m] du sous-sol (où 1 Siemens = 1 Ohm⁻¹). Cette méthode permet d’obtenir une imagerie surfacique et continue de la fondation, moyennée sur 6 m de profondeur, sur un linéaire important, et en peu de temps. L’acquisition a été réalisée à l’aide d’un Geonics EM31-MK2, en marchant à une vitesse d’environ 1 m/s. La conductivité électrique apparente obtenue correspond à une moyenne réalisée sur 6 m de profondeur. La durée d’acquisition est fixée à 1 s, conduisant à un espacement d’environ 1 m entre chaque mesure.

La tomographie de résistivité électrique (ERT)

L’ERT permet d’imager verticalement le sol de subsurface, en mesurant sa résistivité électrique apparente [Ω.m] par injection de courant, à l’aide d’électrodes alignées. Ces valeurs sont ensuite inversées pour obtenir des résistivités électriques réelles locales et d’en obtenir des tomogrammes bi-dimensionnels (2D). La profondeur d’investigation et la résolution dépendent de l’espacement des électrodes, de la longueur du profil, du réseau d’acquisition et du type de sol. La résolution diminue avec la profondeur. Trois profils ERT ont été positionnés en fonction des observations de sand-boils et de fontis après la crue de 2013. Un profil de 240 m de long a été réalisé en mai 2023 à l’échelle du lit endiguée (L1), comprenant 64 électrodes espacées de 2 m, et fût rendu possible grâce à l’assèchement de la rivière au moment des mesures. Deux profils supplémentaires, de 64 m de long, ont été réalisés en mars 2022 à l’échelle des signatures d’érosion interne (sand-boils L2 et fontis L3), comprenant 64 électrodes espacées de 1 m. L’ensemble des profils exposés dans cet article sont orthogonaux à la digue (Fig. 2a) et supposés parallèles aux écoulements internes initiés dans la fondation en période de crue.

Résultats obtenus

L’analyse des résultats, enrichie par les prélèvements de sols, nous permet de considérer au premier ordre que les valeurs de résistivité électrique les plus faibles correspondent à des matériaux peu perméables contenant des particules fines (limons et argiles), tandis que les valeurs les plus élevées correspondent à des matériaux perméables contenant des particules plus grossières (sable fin à grossier et graviers).

Résultats obtenus par induction électromagnétique (EMI)

Les mesures EMI révèlent deux zones de conductivité principales (Fig. 3) :

• une zone de conductivité inférieure à 0,01 S/m, indiquant une couche de sol perméable ;

• une zone de conductivité supérieure à 0,02 S/m, indiquant une couche de sol moins perméable.

Fig. 3 Résultats EMI, conductivité du sol correspondant à une moyenne sur 6 m de profondeur (Girolami et al., 2023). EMI results, soil conductivity averaged over 6m depth (Girolami et al., 2023).

Résultats obtenus par tomographie de résistivité électrique (ERT)

Les échelles de couleurs de la Figure 4 sont identiques à celles de la Figure 3 et les valeurs de conductivité sont mentionnées en plus des valeurs de résistivité, de telle sorte que les résultats EMI et ERT puissent être complémentaires. La Figure 4 révèle deux principales régions de conductivité :

• une zone de conductivité inférieure à 5 × 10⁻⁴ S/m localisée sous le lit mineur et sous les deux digues indiquant une couche de sol perméable, identifiée comme une paléo-vallée comblée de sédiments sablo-graveleux (Girolami et al., 2023) ;

• une zone de conductivité supérieure à 7 × 10⁻³ S/m située en profondeur, indiquant une couche de sol moins perméable contenant la nappe phréatique au moment des mesures, identifiée au substrat marneux imperméable (Girolami et al., 2023).

Ce résultat nous indique que pendant les crues, le niveau de sable grossier saturé devient une zone d’écoulements préférentiels, circulant sous la digue et sous la plaine protégée. Ceci est également confirmé par les profils L2 (Fig. 5) et L3 (Fig. 6), localisés à 60 m du pied de la digue dans la zone protégée. Ils montrent deux géométries très différentes de la couche perméable.

Fig. 4 Résultats ERT le long de L1, conductivité et résistivité du sol (Girolami et al., 2023). La position de la nappe phréatique est représentée en pointillé (−10 m). Le lit mineur était sec au moment de la mesure. ERT results along L1, soil conductivity and resistivity (Girolami et al., 2023). The position of the water table is shown as a dotted line (−10m). The minor bed was dry at the time of measurement.

Fig. 5 Résultats ERT le long de L2, conductivité et résistivité du sol (Girolami et al., 2023). La position de la nappe phréatique au moment des mesures est représentée en pointillé (−5 m). ERT results along L2, soil conductivity and resistivity (Girolami et al., 2023). The position of the water table at the time of measurements is represented by the dotted line (−5m).

Fig. 6 Résultats ERT le long de L3, conductivité et résistivité du sol (Girolami et al., 2023). La position de la nappe phréatique au moment des mesures est représentée en pointillé (−5 m). ERT results along L3, soil conductivity and resistivity (Girolami et al., 2023). The position of the water table at the time of measurements is represented by the dotted line (−5m).

Interprétation des résultats

Interprétation de l’imagerie surfacique obtenue par EMI

L’interprétation doit tenir compte du fait que la conductivité donnée par l’EMI est une valeur moyennée sur 6 m profondeur. Ce résultat ne fournit donc pas la localisation précise des interfaces. Cependant, deux régions peuvent être distinguées (Fig. 7) :

• une région perméable qui s’étend depuis le pied de digue jusqu’à 60–80 m au large de la zone protégée, où des résurgences et sand-boils ont été observés en 2013 ;

• une zone perméable située en pied de digue, d’une largeur d’environ 5 à 20 m, où des résurgences, sand-boils et fontis ont été observés en 2013.

Fig. 7 Analyse des résultats EMI mettant en évidence les zones perméables à la surface desquelles les fuites, sand-boils et fontis ont été observés en 2013. Analysis of EMI results (Girolami et al., 2023) highlighting the permeable zones above which erosion (leaks, sand-boils and sinkholes) were observed in 2013.

Interprétation de l’imagerie en coupe obtenue par ERT au droit des sand-boils

L’interprétation des mesures ERT de la Figure 8 montre la géométrie de la paléo-vallée, formant un réservoir de sédiments grossiers sous la digue. Ce réservoir a une épaisseur d’environ 15 m et s’étend sur environ 40 m au large de la zone protégée. Il surmonte une zone moins perméable de sols plus fins situés en profondeur et remontant vers la surface. En période de crue, les écoulements internes circulant sous la digue sont stoppés par l’interface verticale séparant les matériaux perméables et imperméables, remontant ainsi vers la surface. Ces écoulements peuvent alors se propager horizontalement, parallèlement à la digue vers le Sud-Est ou remonter en surface et permettre l’apparition de sand-boils au niveau de la zone sableuse qui s’élargit vers le Sud-Est (Fig. 7 et 8) [Girolami et al., 2023]. Ces sand-boils peuvent initier par la suite une érosion régressive.

Fig. 8 Analyse des résultats obtenus par ERT (Girolami et al., 2023) mettant en évidence le mécanisme de déclenchement des résurgences, sand-boils, fontis et leur localisation a- L2, b- L3. Analysis of ERT results (Girolami et al., 2023) highlighting the triggering mechanism of leaks, sand-boils, sinkholes and their location. a- L2, b- L3.

Interprétation de l’imagerie en coupe obtenue par ERT au droit des fontis

L’interprétation des mesures ERT de la Figure 9 montre la géométrie de la paléo-vallée comblée de sédiments alluviaux sous la digue. Son épaisseur atteint environ 20 m sous la digue puis diminue progressivement vers la zone protégée, où elle demeure constante (2–3 m). Au-dessous se trouve le substrat marneux imperméable (Girolami et al., 2023). Cette configuration permet désormais aux écoulements internes initiés en période de crue de se propager dans la zone protégée, à travers une couche d’environ 2 m d’épaisseur, soit 5 fois moins épaisse, pouvant constituer des paléo-chenaux orientés dans la direction NE. Ces écoulements peuvent alors se propager horizontalement, parallèlement à la digue ; remonter en surface : ou se propager au niveau de la zone protégée à une vitesse plus élevée en raison de l’amincissement de la couche perméable. Le deuxième scénario permet d’expliquer l’apparition des sand-boils, pouvant initier une érosion régressive. Le troisième scénario montre que l’augmentation de la vitesse d’écoulement dans la zone protégée pourra également entraîner deux autres types d’érosion (Fig. 8) :

• une érosion interne sélective de la fraction fine dans la couche perméable (suffusion), qui augmentera localement la porosité, pouvant entraîner un tassement et l’apparition d’un fontis en surface ;

• une érosion de contact à l’interface entre la couche de sol fine et la couche de sol plus grossière. L’érosion et le transport des particules fines dans la couche perméable entraînera la formation de cavités superficielles (localisée à 2–3 m de profondeur), pouvant induire un tassement du matériau sus-jacent et à l’apparition d’un fontis en surface (Girolami et al., 2023).

Discussions et perspectives

Un travail spécifique est nécessaire pour quantifier la perméabilité des sols en place, en cohérence avec les observations de résistivité électrique, et permettre une modélisation par éléments finis des écoulements internes. Des prélèvements in situ de sols dans les zones d’intérêt sont également nécessaires, afin de réaliser des identifications et essais en laboratoire (granulométrie, essais de perméabilité). Une modélisation tridimensionnelle sera toutefois nécessaire pour tenir compte des écoulements développés dans le plan horizontal, parallèlement à la digue. Les zones perméables sont ici corrélées à la présence de sédiments alluviaux remplissant une paléo-vallée et à la présence de paléo-chenaux dans la plaine protégée. Celles-ci doivent d’abord être détectées en analysant l’histoire morphologique de la rivière. L’utilisation combinée des méthodes EMI et ERT représente ensuite une solution rapide et peu onéreuse qui permet d’obtenir une imagerie du sol et de fournir la géométrie des couches sous la digue et dans la zone protégée. Les observations géophysiques ne permettent pas de localiser les interfaces entre les couches, du fait de leur manque de résolution. Des investigations géotechniques (comme des essais de pénétration au cône CPT) et des prélèvements de sols sont alors nécessaires pour identifier directement la position des interfaces (Chavez Olalla et al., 2022). La description précise de la géométrie des couches et de leurs interfaces est cruciale pour évaluer la fiabilité du système d’endiguement, en quantifiant l’occurrence des différents processus d’érosion, et leur cinétique. Dans le cas des digues de l’Agly, la durée des crues (quelques heures) indique une cinétique d’érosion élevée, pouvant impliquer des vitesses d’écoulement locales importantes. Ces dernières ne peuvent être quantifiées à partir d’une approche simple basée sur une géométrie simplifiée et une évaluation des gradients hydrauliques moyens, comme cela est souvent le cas.

Conclusion

Les observations directes de résurgences, sand-boils et fontis dans la zone protégée représentent des signes d’érosion interne dans les sols de fondation, principalement due aux écoulements dans les couches perméables. Ces dernières résultent le plus souvent de la présence d’une paléo-vallée et de paléo-chenaux sous le lit de la rivière et sous les digues, pouvant se prolonger à l’intérieur de la zone protégée. En général, l’analyse de risque est basée sur une description simplifiée des couches de sol perméables, supposées tabulaires, tout en ne considérant que la possibilité d’érosion régressive. Le cas des digues de l’Agly montre que plusieurs processus d’érosion interne doivent être pris en compte : la suffusion, l’érosion de contact et l’érosion régressive. Une description de la géométrie des couches de sol est nécessaire. L’utilisation combinée des méthodes géophysiques classiques d’induction électromagnétique (EMI) et de tomographie de résistivité électrique (ERT) représente alors une solution efficace et peu coûteuse pour imager le sous-sol. Les résultats obtenus mettent en évidence plusieurs scénarios d’apparition de résurgences, sand-boils et de fontis qui n’auraient pas pu être élaborés avec une analyse simplifiée relevant de travaux d’expertise.

Remerciements

Nous remercions : Jean-Michel Carozza (LIENSs – La Rochelle Université) et Claude Vella (CEREGE – Aix-Marseille Université) pour les fructueux échanges concernant la géomorphologie de l’Agly ; J.-R. Courivaud (EDF-CIH) pour sa relecture avisée ; le bureau d’études Naga Geophysics pour les mesures des profils L2 et L3 ; la société Sub-C Marine pour le lidar aérien MNT. Cette recherche a été financée par l’INRAE (subvention du pari scientifique de l’INRAE, département Aqua), la Région Centre-Val de Loire (contribution du Projet d’Initiative Académique RHEFLEX-ES/201900134935), et la Direction Générale de la Prévention des Risques (DGPR, convention SRNH).

Références

Liste des figures

	Fig. 1 Sand-boils (a,b) et fontis (c,d) observés à proximité des digues de l’Agly. Sand-boils (a, b) and sinkholes (c, d) located at the vicinity of the Agly dikes.
Dans le texte

Fig. 2 (a) Présentation de la zone d’étude où les signatures d’érosion (fuites, sand-boils et fontis) ont été localisées en rive gauche ainsi que les profils ERT exposés dans cette étude ; (b) Exemples de prélèvements de sols échantillonnés par carottage dans la zone d’intérêt, indiquant la présence de matériaux grossiers dans les couches perméables. (a) Presentation of the study area where erosion signatures (leaks, sandboils and sinkholes) are located on the left bank, as well as ERT profiles exposed in this paper. (b) Examples of borehole logs, sampled in the study-area, indicating the presence of coarse materials constituting the permeable layers.

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	Fig. 3 Résultats EMI, conductivité du sol correspondant à une moyenne sur 6 m de profondeur (Girolami et al., 2023). EMI results, soil conductivity averaged over 6m depth (Girolami et al., 2023).
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Fig. 4 Résultats ERT le long de L1, conductivité et résistivité du sol (Girolami et al., 2023). La position de la nappe phréatique est représentée en pointillé (−10 m). Le lit mineur était sec au moment de la mesure. ERT results along L1, soil conductivity and resistivity (Girolami et al., 2023). The position of the water table is shown as a dotted line (−10m). The minor bed was dry at the time of measurement.

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	Fig. 5 Résultats ERT le long de L2, conductivité et résistivité du sol (Girolami et al., 2023). La position de la nappe phréatique au moment des mesures est représentée en pointillé (−5 m). ERT results along L2, soil conductivity and resistivity (Girolami et al., 2023). The position of the water table at the time of measurements is represented by the dotted line (−5m).
Dans le texte

	Fig. 6 Résultats ERT le long de L3, conductivité et résistivité du sol (Girolami et al., 2023). La position de la nappe phréatique au moment des mesures est représentée en pointillé (−5 m). ERT results along L3, soil conductivity and resistivity (Girolami et al., 2023). The position of the water table at the time of measurements is represented by the dotted line (−5m).
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	Fig. 7 Analyse des résultats EMI mettant en évidence les zones perméables à la surface desquelles les fuites, sand-boils et fontis ont été observés en 2013. Analysis of EMI results (Girolami et al., 2023) highlighting the permeable zones above which erosion (leaks, sand-boils and sinkholes) were observed in 2013.
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	Fig. 8 Analyse des résultats obtenus par ERT (Girolami et al., 2023) mettant en évidence le mécanisme de déclenchement des résurgences, sand-boils, fontis et leur localisation a- L2, b- L3. Analysis of ERT results (Girolami et al., 2023) highlighting the triggering mechanism of leaks, sand-boils, sinkholes and their location. a- L2, b- L3.
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