Chapitre 6 : L’eau souterraine et le cycle hydrologique

6

L’eau souterraine et le cycle hydrolique

Traduction réalisée par : Marc-André Bourgault (Canada) et Marie Larocque (Canada)

6.1 Écoulement régional des eaux souterraines en régime permanent


Avec l’accessibilité des méthodes de simulation des écoulements en régime permanent, nous sommes maintenant en mesure d’examiner l’écoulement des eaux souterraines dans divers contextes hydrogéologiques.

Zones de recharge, zones d’émergences et zones de partage des eaux souterraines

Considérons la section transversale bidimensionnelle de la Figure 6.1. La section est prise dans une direction perpendiculaire à un ensemble de crêtes et de vallées dans une région humide. Les matériaux géologiques sont homogènes et isotropes, et le système est limité à la base par une limite imperméable. La nappe phréatique coïncide avec la surface du sol dans les vallées et suit la topographie dans les zones de collines. L’élévation de la nappe phréatique se trouve à la jonction des équipotentielles en pointillés et des lignes d’écoulement illustrées par des flèches noires. Les écoulements et les équipotentielles ont été esquissées selon les règles habituelles pour la construction graphique d’un réseau d’écoulement dans les milieux isotropes homogènes.

Figure 6.1 Section verticale en deux dimensions montrant un réseau d’écoulement souterrain d’un système homogène et isotrope limité à la base par une frontière imperméable.

On note que les eaux souterraines s’écoulent des hauts plateaux vers les vallées. On observe l’apparition d’un écoulement d’eau souterraine ascendant sous les vallées. La symétrie du système crée des limites verticales sous les vallées et les crêtes (les lignes pointillées AB et CD) à travers lesquelles il n’y a pas de flux. Ces limites sont des lignes de partage des eaux souterraines. Dans les systèmes symétriques, tels que ceux illustrés à la Figure 6.1, ces limites coïncident exactement avec les divisions topographiques et leur orientation f est verticale. Dans des environnements topographiques et hydrogéologiques plus complexes, ces symétries sont rarement conservées.

Tel qu’illustré sur la Figure 6.1, les eaux souterraines des zones de recharge alimentent les zones d’émergence. Dans une zone de recharge, la principale composante de l’écoulement se fait vers le bas. Une zone de recharge peut être définie comme une partie du bassin versant dans laquelle la direction des écoulements des eaux souterraines s’éloigne du toit de la nappe phréatique. Dans une zone d’émergence, la direction de l’écoulement des eaux souterraines rejoint la surface et se fait principalement vers le haut. Une zone d’émergence peut être définie comme la partie du bassin versant dans laquelle la direction des écoulements des eaux souterraines se dirige vers le toit de la nappe phréatique. Dans une zone de recharge, la nappe phréatique se trouve généralement à une certaine profondeur; dans une zone d’émergence, elle est habituellement très près de la surface. Pour la cellule ombragée de la Figure 6.1, la région ED est la zone de recharge et la région AE est la zone d’émergence. La ligne qui sépare les zones de recharge des zones d’émergence s’appelle ligne de partage des eaux. Pour la cellule ombrée, son intersection avec le plan de la section transversale est au point E.

L’utilisation d’un tel schéma conceptuel à l’échelle régionale mérite d’être approfondie. L’approche n’est techniquement valable que dans de rares cas où la nappe phréatique est maintenue à la même position tout au long de l’année. Dans la plupart des cas réels, les fluctuations de la nappe phréatique présentent des effets transitoires au sein des systèmes d’écoulement. Cependant, si les fluctuations de la nappe phréatique sont faibles par rapport à l’épaisseur verticale totale du système, et si la configuration relative de la nappe phréatique reste la même pendant le cycle des fluctuations (c.-à-d. que les points élevés restent les plus élevés et les points bas restent les plus bas), il est possible d’utiliser un système en régime permanent comme approximation d’un système en régime transitoire en utilisant l’élévation moyenne de la nappe phréatique. En effet, un modèle en régime permanent représente un cas d’équilibre dynamique dans lequel le flux d’eau apporté à la nappe phréatique à travers la zone non saturée représente le flux nécessaire pour maintenir la nappe dans sa position d’équilibre à chaque point et à chaque moment. Ces conditions sont satisfaites dans de nombreux bassins hydrogéologiques et, dans cette optique, l’examen des flux d’eau peut être très instructif. Dans le cas où ces conditions ne sont pas satisfaites, nous devons nous tourner vers des analyses plus complexes en utilisant des modèles en régime transitoire tels que présentées dans la Section 6.3.

Hubbert (1940) a été le premier à réaliser un schéma d’écoulement des eaux souterraines à une échelle régionale tel que représenté à la Figure 6.1. Il est vraisemblablement arrivé à un tel réseau d’écoulement en utilisant une méthode graphique. Tóth (1962, 1963) a été le premier à utiliser les mathématiques pour décrire les écoulements. Il a reconnu que le système d’écoulement dans la cellule ombragée ABCDA de la Figure 6.1 pourrait être déterminé en utilisant des valeurs limites et une équation mathématique décrivant l’écoulement. L’équation d’écoulement est l’équation de Laplace [Éq. (2.70)] et les conditions limites sont décrites par la nappe phréatique suivant le segment AD et des conditions limites imperméables suivant les segments AB, BC et CD. Il a utilisé la technique de la séparation des variables, semblable à celle décrite à l’Annexe III pour un cas plus simple, pour arriver à une expression analytique décrivant la charge hydraulique à tous points dans la zone d’écoulement délimitée. Les solutions analytiques permettent de tracer le réseau des équipotentiels et les lignes d’écoulement. L’annexe VII résume les solutions de Tóth. L’approche analytique comporte trois hypothèses de base:

  1. Il se limite à des systèmes homogènes, isotropes ou à des systèmes géologiques très simples.
  2. Il se limite à des régions d’écoulement qui peuvent être schématisées par un rectangle dans lequel les pentes de la nappe phréatique, AD, sont très faibles.
  3. Il se limite à des configurations de la nappe phréatique qui peuvent être représentées par des fonctions algébriques simples. Tóth considérait des cas avec une nappe inclinée de pente constante, et des cas où une courbe sinusoïdale était superposée à l’inclinaison.

Comme l’ont souligné Freeze et Witherspoon (1966, 1967, 1968), ces trois hypothèses peuvent être négligées si la simulation numérique, telle que décrite à la Section 5.3, sert à simuler les flux. Dans les sous-sections suivantes, nous examinerons plusieurs dynamiques de flux tirées des résultats numériques de Freeze et Witherspoon (1967) afin d’examiner l’effet de la topographie et de la géologie sur la nature des modèles d’écoulement régional en régime permanent.

Effet de la topographie sur les systèmes d’écoulement régionaux

La Figure 6.2 montre l’écoulement souterrain de deux sections transversales verticales qui sont identiques en profondeur et en étendue latérale. Dans les deux cas, il y a une vallée perpendiculaire à la page située sur le côté gauche du système, et un plateau de plus haute altitude localisé à droite. Dans la Figure 6.2 (a), la configuration de la nappe phréatique, qui suit de près la topographie, présente une inclinaison douce et uniforme comme celle qu’on pourrait trouver sur une plaine lacustre. La Figure 6.2 (b), d’autre part, a la configuration d’une nappe localisée en montagne, telle que l’on pourrait trouver dans un terrain glaciaire.

Figure 6.2 Effet de la topographie sur les directions régionales d’écoulements souterrains (d’après Freeze et Witherspoon, 1967).

Une nappe phréatique uniforme produit un système d’écoulement unique. La ligne de partage des eaux se trouve sur le mur de la grande vallée; L’ensemble du plateau est une zone de recharge. La topographie vallonnée produit de nombreux sous-systèmes d’écoulement local en plus d’un écoulement régional. L’eau qui s’infiltre en zone de recharge peut être à la fois déchargée vers les vallées locales ou rejoindre l’écoulement régional au fond de la vallée principale. Tóth (1963) a montré que lorsque la profondeur du système devient plus petite et que l’amplitude des vallées devient plus grande, les systèmes locaux sont plus susceptibles d’atteindre la limite basale, créant une série de petites cellules indépendantes, telles que schématisées à la Figure 6.1. Tóth (1963) suggère que, dans la plupart des réseaux d’écoulement et dans la plupart des terrains, on peut différencier les systèmes locaux d’écoulement, les systèmes intermédiaires d’écoulement et les systèmes régionaux d’écoulement des eaux souterraines, tel qu’illustré à la Figure 6.3. Lorsque le relief local est négligeable, seuls les systèmes régionaux se développent. Là où le relief local est prononcé, seuls les systèmes locaux se développent. Ces termes ne sont pas spécifiques, mais ils constituent un cadre théorique pour la discussion.

Figure 6.3 Réseaux local, intermédiaires et régional d’écoulement des eaux souterraines (d’après Tóth, 1963).

Les Figures 6.2 et 6.3 indiquent clairement que même dans les bassins formés de matériaux géologiques homogènes et isotropes, la topographie peut créer des systèmes complexes d’écoulement des eaux souterraines. La seule loi immuable est que les hauts plateaux sont des zones de recharge et les vallées sont des zones d’émergence. Pour les configurations topographiques les plus courantes, les lignes de partage des eaux sont plus proches des fonds de la vallée que des lignes de crête. En plan, les zones d’émergence constituent généralement 5 à 30 % de la superficie d’un bassin hydrographique.

Effet de la géologie sur les systèmes de débit régionaux

La Figure 6.4 montre des exemples de réseaux d’écoulement simulés numériquement pour des systèmes hétérogènes. La comparaison des Figures 6.4 (a) et 6.2 (a) montre l’effet sur les écoulements d’une couche en profondeur ayant une conductivité hydraulique 10 fois plus grande que les couches supérieures. La formation inférieure est une aquifère avec un flux essentiellement horizontal qui est rechargé par le haut.

Si le contraste de conductivité hydraulique augmente Figure 6.4 (b), les gradients verticaux dans les aquitards deviennent plus importants et les gradients horizontaux dans l’aquifère diminuent. Le flux, qui peut être calculé à partir du réseau d’écoulement selon les méthodes de la Section 5.1, augmente. L’un des résultats de l’écoulement accru est une plus grande surface d’émergence, rendue nécessaire pour que les écoulements régionaux dans l’aquifère rejoignent la surface sous l’influence de la frontière gauche qui limite les écoulements.

Dans un terrain vallonné Figure 6.4 (c), la présence d’un aquifère basal crée une zone d’écoulement rapide. L’existence d’un conduit de conductivité hydraulique élevée favorise ainsi la formation de systèmes régionaux même dans des zones de relief local prononcé.

Cependant, le positionnement exact des zones de forte conductivité hydraulique joue un rôle important. La présence d’un aquifère basal partiel dans la moitié amont du bassin Figure 6.4 (d) provoque une zone d’émergence qui se produit au milieu de la pente au-dessus de l’amincissement de la couche géologique de forte conductivité hydraulique. Une telle zone d’émergence ne peut pas se produire sous l’effet d’un contrôle topographique unique. Si l’aquifère basal partiel se trouve dans la moitié aval du système, la zone de rejet centrale n’existera pas; en fait, la recharge augmente.

Dans le système topographique et géologique complexe illustré à la Figure 6.4 (e), les deux lignes d’écoulement illustrent l’effet d’une zone de faible conductivité hydraulique de quelques mètres seulement apparaissant à la surface sur la recharge de deux zones mettant en évidence à la fois un système d’écoulement local et un système d’écoulement régional. De telles situations ont des implications importantes pour l’autorisation d’activités pouvant générant des polluants solubles, comme un site d’enfouissement des déchets, qui peuvent introduire des contaminants dans le régime d’écoulement souterrain local et régional.

La stratigraphie des formations géologiques et les variations de sous-surface de la conductivité hydraulique qui en résultent peuvent exister dans une variété infinie de conditions. Il ressort clairement de ces quelques exemples que l’hétérogénéité géologique peut avoir un effet sur le flux régional des eaux souterraines. Cela peut affecter l’interrelation entre les systèmes locaux et régionaux, le schéma superficiel des zones de recharge et d’émergence, et les flux qui s’écoulement dans les systèmes. Les effets marqués montrés sur la Figure 6.4 sont le résultat de contrastes de conductivité hydraulique de 2 ordres de grandeur ou moins. Dans les systèmes aquifère-aquitard avec des contrastes plus importants, les modèles d’écoulement deviennent presque rectilignes, avec un écoulement horizontal dans les aquifères et un écoulement vertical dans les aquitards.

Figure 6.4 Effet de la géologie sur les réseaux régionaux d’écoulement des eaux souterraines (d’après Freeze et Witherspoon, 1967).

Puits artésien jaillissant

Les puits artésiens jaillissants (de même que les résurgences et les geysers) symbolisent la présence et la méconnaissance que nous avons de l’eau souterraine et ont toujours suscité un intérêt considérable.

L’explication classique des puits artésiens jaillissants, présentée d’abord par Chamberlain (1885) et popularisée par Meinzer (1923) pour le grès de Dakota, est liée au contrôle qu’exerce la géologie. Si, comme le montre la Figure 6.5 (a), un aquifère affleure en zone amont où il est rechargé, le réseau équipotentiel peut se développer de telle sorte que la charge hydraulique dans la zone d’émergence de l’aquifère est supérieure à l’élévation de la surface. Un puits foré dans l’aquifère à un tel endroit, et ouvert à la surface, coulera.

Figure 6.5 Puits artésiens jaillissants : (a) géologiquement contrôlés; (b) contrôlés topographiquement.

Cependant, la géologie n’est pas le seul facteur qui contrôle la présence de puits jaillissants. Le contrôle principal est la topographie. Comme le montre la Figure 6.5 (b), un puit localisé dans une zone d’émergence dont la crépine est située à une certaine profondeur sous la nappe phréatique interceptera une équipotentielle avec une charge hydraulique située au-dessus de la surface terrestre, même dans un environnement hydrogéologique homogène et isotrope. S’il y avait un aquifère horizontal en profondeur sous la vallée, tel qu’illustré Figure 6.5 (b), la présence d’un aquifère à la surface ne serait pas nécessaire pour observer un puit jaillissant. De plus, un puits foré dans un aquifère tel qu’illustré à la Figure 6.5 (a) jaillirait.

Tout système hydrogéologique générant des charges hydrauliques dépassant l’élévation de surface engendre des puits jaillissants. L’importance du contrôle topographique s’observe dans un grand nombre de puits présents dans les vallées où le relief est assez marqué. L’emplacement spécifique des zones de puits qui s’écoulent en zone de basse topographie, dans les bassins et les vallées est contrôlé par la stratigraphie.

La configuration du grès de Dakota de la Figure 6.5 (a) a également été utilisée comme modèle d’écoulement et de recharge régional des eaux souterraines. Les aquifères qui affleurent dans les portions hautes d’un bassin versant ne sont toutefois pas toujours présents. Les zones de recharge illustrées dans les Figures 6.4 (c), 6.4 (d) et 6.7 (b) sont beaucoup plus fréquentes.

Cartographie du système de flux

Meyboom (1966a) et Tóth (1966) ont montré grâce à leurs travaux dans les Prairies canadiennes qu’il est possible de cartographier les zones de recharge et les zones d’émergence sur la base d’observation de terrain. Il existe cinq types d’indicateurs de base : (1) la topographie, (2) les cartes piézométriques, (3) les données hydro-chimiques, (4) les isotopes environnementaux et (5) les caractéristiques de la surface du sol.

L’indice le plus simple est la topographie. Les zones d’émergence sont localisées en zone de basse altitude alors que les zones de recharge sont localisées en zone de hautes altitudes. L’indicateur le plus direct est la mesure piézométrique. S’il était possible d’installer des groupes de piézomètres à différents endroits dans l’espace, la cartographie des zones d’émergence serait automatique. Les groupes de piézomètres montrent une composante ascendante dans les zones d’émergence et une composante descendante dans les zones de recharge. Une telle situation n’est manifestement pas économique et des informations similaires peuvent souvent être extraites des données disponibles sur le niveau d’eau des puits déjà existants. Un puits n’est pas un véritable piézomètre, car il est généralement ouvert sur toute sa longueur plutôt qu’en un point, mais dans de nombreux environnements géologiques, en particulier ceux où un seul aquifère est exploité, les données statiques de niveau d’eau provenant des puits peuvent être utilisées en tant qu’indicateur des conditions piézométriques. S’il existe de nombreux puits de différentes profondeurs dans une région topographique unique, un graphique mettant en relation la profondeur des puits et leurs niveaux statiques peut être très utile. La Figure 6.6 en illustre un exemple montrant la distribution de mesures de niveau statique en tenant compte si les mesures sont réalisées en zone de recharge ou en zone d’émergence.

Figure 6.6 Représentation conceptuelle des niveaux statiques en fonction de la profondeur des puits d’observation.

L’interprétation géochimique nécessite un grand nombre d’analyses chimiques effectuées sur des échantillons d’eau prélevés sur un ensemble représentatif de puits et de piézomètres d’une zone d’étude. Les eaux souterraines qui traversent un système d’écoulement subissent une évolution mécanique qui sera discutée au Chapitre 7. Il suffit ici de noter l’observation générale selon laquelle la salinité (mesurée par les solides dissous totaux) augmente généralement le long du trajet d’écoulement. L’eau provenant des zones de recharge est généralement relativement fraîche; L’eau provenant des zones d’émergence est souvent relativement saline.

L’information sur les systèmes d’écoulement des eaux souterraines peut être également obtenue à partir de l’analyse d’isotopique environnementaux tel que 2H, 3H, 18O, and 14C d’échantillons provenant de puits ou de piézomètres. La nature de ces isotopes est décrite dans la Section 3.8. Le tritium (3H) est utilisé pour identifier des eaux plus jeunes que 1953, une année déterminée par les essais nucléaires (Figure 3.11). La distribution de 3H dans le système d’écoulement des eaux souterraines peut être utilisée pour délimiter une zone souterraine contenant des eaux post-1953. La zone où l’on retrouve du tritium s’étend à partir de la zone de recharge, cette approche fournit une base pour estimer les valeurs régionales de la vitesse linéaire moyenne du débit d’eau souterraine près de la zone de recharge. Les concentrations maximales de 3H dans les eaux souterraines sont parfois liées à des pics dans l’enregistrement à long terme de la concentration de 3H dans la pluie et la neige.

La distribution de 14C peut être utilisée pour distinguer des zones où les eaux souterraines sont plus anciennes (Section 3.8). Cette approche est couramment utilisée dans les études de flux régional dans de grands aquifères. 14C est utilisé dans des circonstances favorables pour identifier les zones d’eau dans lesquelles l’âge de l’eau varie entre plusieurs milliers d’années à quelques dizaines de milliers d’années. Des études de cas dans lesquels le 14C a été utilisé pour une analyse des flux régionaux dans les aquifères sont décrites par Pearson et White (1967) et Fritz et al. (1974). Les méthodes d’interprétation hydro-chimiques des données 14C sont décrites dans la Section 7.6.

Plus particulièrement, en contexte de climats arides et semi-arides, il est possible de cartographier les zones d’émergence par observation directe sur le terrain des sources et des suintements ainsi que d’autres phénomènes d’émergence décrits comme l’affleurement des eaux souterraines par Meyboom (1966a). Si l’eau souterraine est très salée, les « affleurements » peuvent prendre la forme de sols salés, de playas, de salines ou de formations provenant de la précipitation du sel. Dans de nombreux cas, la végétation peut constituer un indice important. Dans les zones de rejet, la diversité végétale comprend souvent des plantes tolérantes au sel, comme le saule, le coton, le mesquite, le pétrin et le bois de graisse. La plupart de ces plantes sont des phréatophytes. Elles peuvent vivre avec leurs racines sous la nappe phréatique et elles extraient leurs besoins en humidité directement à partir de la zone saturée. Les phréatophytes ont été étudiées dans le sud-ouest des États-Unis par Meinzer (1927) et Robinson (1958, 1964) et dans les Prairies canadiennes par Meyboom (1964, 1967). Dans les climats humides, les affleurements d’eaux souterraines sont moins évidents, et la cartographie sur le terrain doit reposer sur la présence des résurgences et des évidences piézométriques.

Le système d’écoulement près d’Assiniboia, en Saskatchewan (Freeze, 1969a) peut être utilisé en exemple. La Figure 6.7 (a) montre la topographie de la région et les évidences de terrain de l’émergence d’eau souterraine, ainsi qu’une carte piézométrique de la formation du sable oriental construite à partir des enregistrements provenant des puits disponibles. La position stratigraphique du sable de l’Est est indiquée sur la section A-A’ de la Figure 6.7 (b). Meyboom (1966a) se réfère à cet environnement hydrogéologique, assez commun dans la région des Grandes Plaines d’Amérique du Nord, en tant que profil type de la prairie.

Figure 6.7 Écoulement régional des eaux souterraines près d’Assiniboia, en Saskatchewan (d’après Freeze, 1969a). (Reproduit avec l’autorisation du ministre des Approvisionnements et Services, Canada).

L’utilisation de modèle en régime permanent pour l’analyse des flux régionaux d’eau souterraine a été appliquée à de nombreux cas de différentes régions du monde et dans une grande variété d’environnements hydrogéologiques. L’approche a été appliquée dans des bassins versants de petite taille et de taille modérée, mais elle a également été utilisée sur de grands bassins par Hitchon (1969a, b). Son analyse des réseaux d’écoulement dans des bassins sédimentaires de l’Ouest canadien a montré que les écoulements s’étendent des Rocheuses au Bouclier canadien. Cette analyse a permis de mettre en lumière la nature de la migration et de l’accumulation du pétrole et est plus amplement discuté au Chapitre 11.

6.2 Bilans hydriques à l’état stationnaire

Les modèles d’écoulement en régime permanent à l’échelle régionale, qu’ils soient développés sur la base de mesures piézométriques et d’observations sur le terrain ou par simulation mathématique, peuvent être interprétés quantitativement pour fournir des informations utiles à la réalisation d’un bilan hydrique dans un bassin hydrographique.

Interprétation quantitative des systèmes de débit

La Figure 6.8 montre un réseau d’écoulement d’eaux souterraines d’une section verticale bidimensionnelle à travers un bassin hétérogène. Cette configuration particulière de la nappe phréatique et des conditions géologiques donnent lieu à deux systèmes d’écoulement distincts : un système local peu profond mais de grande étendue latérale (sous-système B) et un système régional plus vaste (sous-système A). Le système local est superposé au système régional d’une manière qui pourrait difficilement être anticipée autrement qu’avec un réseau d’écoulement détaillé. Avec les méthodes de la Section 5.1, nous pouvons facilement calculer la décharge dans chaque système d’écoulement. Pour s = 6000 m, le dénivelé total est de 100 m et Δh = 2 m. En considérant que la conductivité hydraulique varie entre 10-4 et 10-5 m/s, le flux pour chacune des lignes de courant est de 2,0 × 10-4 m3/s (par mètre d’épaisseur du système d’écoulement perpendiculaire au schéma). Les flux qui s’écoulent dans les deux sous-systèmes sont QA = 2,8 × 10-3 m3/s et QB = 2,0 × 10-4 m3/s. Les flux calculés de cette manière représentent la décharge régionale dans un aquifère non exploité et dans des conditions naturelles. Comme nous le verrons à la Section 8.10, l’exploitation des ressources en eaux souterraines génère de nouveaux systèmes d’écoulements régionaux qui peuvent permettre des rendements totaux de l’aquifère beaucoup plus élevés que les débits naturels.

Figure 6.8 Réseau d’écoulement et profil de recharge-émergence dans une section bidimensionnelle d’un aquifère hétérogène (d’après Freeze et Witherspoon, 1968).

Il est également possible de calculer le taux de recharge ou d’émergence à n’importe quel point sur le profil. Si les conductivités hydrauliques à chaque point sont connues et que le gradient hydraulique est connu, la loi de Darcy peut être invoquée directement. Si les taux de recharge et d’émergence sont tracés au-dessus des lignes d’écoulement comme dans la Figure 6.8, la ligne qui rejoint les points est connue sous le nom de profil de recharge-émergence. Il identifie les taux de recharge et d’émergence qui seraient difficiles à prévoir sans l’utilisation d’un réseau de flux quantitatif. La zone hachurée au-dessus de la ligne horizontale équivalente à zéro représente la recharge totale des eaux souterraines. La zone hachurée sous la même ligne horizontale représente l’émergence totale des eaux souterraines. Pour un écoulement en régime permanent, les deux doivent être égaux.

L’équivalent tridimensionnel d’un profil de recharge-émergence est une carte profilée d’un bassin versant montrant la répartition géographique des taux de recharge et d’émergence. La préparation d’une telle carte sur le terrain nécessiterait des mesures de conductivité hydraulique des formations géologiques proches de la surface et des mesures ou des estimations du gradient hydraulique au niveau de la nappe phréatique.

Nous avons noté que les configurations existantes de la nappe phréatique, qui contrôlent la nature des schémas d’écoulement des eaux souterraines, influenceront les taux de recharge des eaux souterraines. Mais il est également vrai que les modèles et les quantités de recharge contrôlent la configuration de la nappe phréatique. Jusqu’à présent, nous avons assumé une position fixe de la nappe phréatique et développé des modèles de recharge et d’émergence. En réalité, les configurations de la nappe phréatique et les modèles de recharge sont en grande partie contrôlés par la variation spatio-temporelle des précipitations et de l’évapotranspiration à la surface du sol. Dans les analyses des Sections 6.3 à 6.5, nous examinerons les interactions entre les zones saturées et non-saturées et leurs effets sur la réponse de la nappe phréatique dans diverses conditions climatiques.

Recharge et émergence des eaux souterraines en tant que composantes d’un bilan hydrique

La recharge et l’émergence sont étroitement liées aux autres composantes du cycle hydrologique. Par exemple, à la Figure 6.8, l’ensemble du flux régional du sous-système A se décharge dans la vallée principale à gauche du diagramme. Pour un ensemble donné de paramètres topographiques et hydrogéologiques, nous pouvons calculer le taux moyen d’émergence en cm/jour. Dans les zones humides, ce taux serait suffisant pour maintenir les nappes phréatiques élevées tout en satisfaisant les besoins de l’évapotranspiration en plus d’avoir une composante perpendiculaire à la Section transversale. Si un ruisseau traversait le bassin A de droite à gauche, parallèlement à la coupe transversale de la Figure 6.8, on s’attendrait à ce qu’une partie de l’eau du ruisseau s’infiltre (le terme « loosing stream » est utilisé en anglais) lorsqu’il traverse la zone de recharge et qu’une partie de l’eau de la nappe phréatique alimente le ruisseau (le terme « gaining stream » est utilisé en anglais) lorsqu’il traverse la zone d’émergence.

La quantification de ces concepts nécessite l’introduction d’une équation de bilan hydrique décrivant le régime hydrologique dans un bassin versant. Si nous nous limitons aux bassins versants dans lesquels la division entre les eaux de surface et les eaux souterraines coïncident, et pour lesquelles il n’y a pas d’entrées ou de sorties externes d’eaux souterraines, l’équation du bilan hydrique pour une période annuelle prendrait la forme

P = Q + E + \Delta S_S + \Delta S_G (6.1)

P est la précipitation, Q le ruissellement, E l’évapotranspiration, ΔSS la modification du stockage du réservoir d’eau de surface ΔSG la modification du stockage du réservoir d’eau souterraine (saturé et non saturé) sur une période annuelle.

Si nous comptons sur plusieurs années d’enregistrement, on peut supposer que ΔSS = ΔSG = 0 et Éq. (6.1) devient

P = Q + E (6.2)

P est la précipitation annuelle moyenne, Q le ruissellement annuel moyen, et E l’évapotranspiration annuelle moyenne. Les valeurs de Q et E sont habituellement décrites en centimètres sur le bassin de drainage de sorte que leurs unités dans l’Éq. (6.2) sont cohérentes avec celles de P. Par exemple, à la Figure 6.9 (a), si la précipitation annuelle moyenne, P, sur le bassin de drainage est de 70 cm/an et l’évapotranspiration annuelle moyenne, E, est de 45 cm/an, Le ruissellement annuel moyen, Q, mesuré dans le courant à la sortie du bassin versant, mais exprimé en nombre équivalent de centimètres d’eau sur le bassin de drainage, serait de 25 cm/an.

Considérons un cas idéal d’un bassin versant tel qu’illustré à la Figure 6.9 (a), dans lequel la majeure partie du bassin versant est occupée par une zone de recharge et où la zone d’émergence est limitée à une très petite zone adjacente à la rivière principal. Les lignes d’écoulement des eaux souterraines de la Figure 6.8 pourrait être le long de la section X-X’. Nous pouvons maintenant écrire deux équations du budget hydrologique, une pour la zone de recharge et une pour la zone d’émergence.

Figure 6.9 Bilan hydrique à l’état d’équilibre dans un petit bassin hydrographique.

P = Q_S + R + E_R (6.3)

Qs est la composante de surface représentant le ruissellement annuel moyen, R la recharge annuelle moyenne des eaux souterraines, et ER l’évapotranspiration annuelle moyenne de la zone de recharge.

Dans la zone d’émergence [Figure 6.9 (b)],

Q = Q_S + D - E_D (6.4)

D est l’émergence moyenne annuelle des eaux souterraines (et égale à R) et ED l’évapotranspiration annuelle moyenne de la zone d’émergence. Pour une zone d’émergence qui constitue un très petit pourcentage de la zone du bassin, P ne doit pas apparaître dans l’Éq. (6.4).

Considérant

Q_G = D - E_D (6.5)

L’Éq. (6.4) devient

Q = Q_S + Q_G (6.6)

QG est le flux d’eau souterraine qui fait émergence (ou du débit de base annuel moyen). L’Éq. (6.5) reflète l’affirmation antérieure selon laquelle l’émergence des eaux souterraines dans une vallée permet de satisfaire à la fois les demandes d’évapotranspiration et la composante souterraine du flux. L’Éq. (6.6) suggère qu’il pourrait être possible de séparer les hydrogrammes de flux dans leurs composantes de l’eau de surface et de l’eau souterraine; L’examen de ce point est reporté à la Section 6.6.

L’application des équations du bilan hydrique à l’équilibre ne fournit qu’une approximation brute du régime hydrologique dans un bassin versant. En premier lieu, il s’agit d’une approche de paramètres groupés (plutôt que d’une approche de paramètres distribués), qui ne tient pas compte des variations d’échelle en P, E, R et D. Sur une base annuelle moyenne, dans un petit bassin hydrographique, les variations d’échelle de P et E peuvent ne pas être significatives, mais nous sommes conscients, sur la base de la Figure 6.8, que les variations réelles de R et D peuvent être significatives. Deuxièmement, l’approche annuelle moyenne omet les effets temporels. Dans de nombreux cas, le régime des eaux souterraines peut être décrit approximativement par un régime à l’état d’équilibre, mais P, E et Q sont fortement dépendants du temps.

La discussion qui précède sur les bilans hydriques en régime permanent est instructive car elle clarifie une grande partie des interactions entre l’écoulement des eaux souterraines et les autres composantes du cycle hydrologique. L’application des équations (6.2), (6.3) et (6.4) dans la pratique, est confronté à des problèmes. Plusieurs années d’enregistrements de précipitations (P) et des débits (Q) sur plusieurs sites sont nécessaires. En principe, les composantes de l’eau souterraine, R et D, peuvent être déterminées par analyse du réseau de débit, mais dans la pratique, l’incertitude entourant les valeurs de conductivité hydraulique dans les bassins hydrographiques hétérogènes conduit à une large gamme de valeurs de R et D. Les paramètres d’évapotranspiration, ER et ED, doivent être estimés sur la base de méthodes dont la précision est questionnable.

De toutes ces questions, ce sont les estimations de l’évapotranspiration qui posent le plus grand problème. Les méthodes de calcul les plus utilisées utilisent le concept d’évapotranspiration potentielle (PE), qui est défini comme la quantité d’eau qui sortirait de la surface du bassin versant par des procédés d’évaporation et de transpiration si l’eau dans le sol était suffisante pour répondre à la demande. Dans une zone d’émergence où les eaux souterraines font surface et fournissent un approvisionnement continu en humidité, l’évapotranspiration réelle (AE) peut approcher étroitement l’évapotranspiration potentielle. Dans une zone de recharge, l’évapotranspiration réelle est toujours considérablement inférieure au potentiel. L’évapotranspiration potentielle dépend de la capacité d’évaporation de l’atmosphère. C’est un calcul théorique basé sur des données météorologiques. AE est la proportion de PE qui est réellement évapotranspirée tenant compte de l’humidité du sol. Cela dépend des propriétés de stockage en eau de la zone non saturées du sol. Elle est également affectée par le type de plantes et leur stade de croissance. Les méthodes les plus courantes de calcul de l’évapotranspiration potentielle ont été développées par Blaney et Criddle (1950), Thornthwaite (1948), Penman (1948) et Van Bavel (1966). Les deux premières méthodes sont basées sur des corrélations empiriques entre l’évapotranspiration et les facteurs climatiques. Les deux dernières sont des approches énergétiques et budgétaires qui ont des bases physiques mais qui nécessitent plus de données météorologiques. Pelton et al. (1960) et Gray et al. (1970) discutent des mérites relatifs des différentes techniques. La conversion des taux de PE en taux d’AE dans une zone de recharge est généralement effectuée avec une approche budgétaire de l’humidité du sol. La technique de Holmes et Robertson (1959) a été largement appliquée dans des environnements de type prairies.

Pour le cas particulier des  phréatophytes localisés en zone d’émergence où l’on retrouve une nappe peu profonde, des mesures directes des fluctuations du niveau d’eau, tel qu’indiqué dans la Section 6.8, peuvent être utilisées pour calculer l’évapotranspiration réelle.

Pour des exemples d’études de bilans hydriques sur des petits bassins versants, dans lesquels une attention particulière est accordée à la composante eau souterraine, le lecteur peut consulter les rapports de Schicht et Walton (1961), Rasmussen et Andreasen (1959) et Freeze (1967).

6.3 Flux d’eaux souterraines régionales transitoires

Les effets transitoires dans les systèmes d’écoulement des eaux souterraines sont le résultat de flux entrants et sortant à la surface du sol qui varient dans le temps. Les taux d’évapotranspiration, les taux de précipitation et les événements de fonte des neiges dépendent fortement du temps. Leur influence transitoire se ressent fortement dans la zone non saturée, de sorte que toute analyse du comportement transitoire des flux d’eau souterrains naturels doit inclure une zone saturée et non saturée.

Comme pour les écoulements en régime permanent à l’échelle régionale, les principales caractéristiques des flux régionaux en régime transitoire sont plus facilement illustrées à l’aide de simulations numériques effectuées dans des bassins versants hypothétiques. Freeze (1971a), en s’appuyant sur les travaux antérieurs de Rubin (1968), Hornberger et al. (1969), et Verma et Brutsaert (1970), a développé un modèle mathématique représentant les écoulements en trois dimensions, en régime transitoire, de la zone saturé et non saturée d’un aquifère. Le modèle couple les équations en milieu non-saturé Éq. (2.80) et en milieu saturé Éq. (2.80) et l’équation du débit Éq. (2.74) qui ensemble permettent une modélisation complète des écoulements de sous-surface. Les solutions numériques ont été obtenues à l’aide de la méthode des différences finies et la méthode de résolution matricielle par relaxation successive. Le modèle peut être appliqué à des régions ayant différentes configurations et à différents types de conditions limites temporelles. Ici, nous examinerons la réponse transitoire d’un modèle bidimensionnelle formé d’une section transversale suite à l’infiltration d’eau provenant de la fonte des neiges.

La région est illustrée à la Figure 6.10 (a) (avec une exagération verticale 2 : 1). La région est limitée par une charge constante illustrée par le segment AB, une limite imperméable AFED, et la surface au sol BCD. La région contient un sol homogène et isotrope dont les courbes caractéristiques non saturées sont celles de la Figure 2.13.

Comme nous l’avons vu dans les Sections 2.6 et 5.4, les conditions d’écoulement saturé et non saturé peuvent être présentées de trois façons : en tant que charge en pression, en tant que teneur en eau, et en tant que charge hydraulique totale. Dès le début, nous pouvons localiser la position de la nappe phréatique et, à partir de celle-ci, nous pouvons effectuer des calculs de flux quantitatifs. La Figure 6.10 (a), (b) et (c) montre ces trois champs au temps t = 0 pour les conditions initiales de flux d’état stationnaire résultant de l’imposition d’une charge constante le long du CD. Les conditions initiales comportent une nappe phréatique profonde, presque plane et des conditions d’humidité de surface très sèches. En tout temps, t > 0, un flux de surface équivalant à 0,09 K0 (où K0 est la conductivité hydraulique saturée du sol) est autorisé à entrer dans le système d’écoulement sur la limite supérieure. Comme le montre la Figure 6.10 (d), l’infiltration crée une remontée de la nappe phréatique qui commence après 100 h et s’approche de la surface après 400 h. La Figure 6.10 (e) et (f) montre les teneurs en eau et la charge hydraulique totale à t = 410 h.

Figure 6.10 Réponse transitoire d’un système d’écoulement en zone saturée et non-saturée suite à l’infiltration d’eau provenant de la fonte des neiges (d’après Freeze, 1971a).

La Figure 6.11 montre l’effet de l’introduction d’une configuration géologique hétérogène sur le système d’écoulement. La zone blanche a les mêmes propriétés hydrauliques que celles de la Figure 6.10. Une couche d’argile à faible conductivité hydraulique a été introduite près de la surface et un aquifère basal de forte conductivité hydraulique est présent en profondeur. La description de la conductivité hydraulique et de la porosité est incluse dans la Figure 6.11 (a). La Figure 6.11 (b) illustre une réponse transitoire de la nappe phréatique à des conditions identiques de surface que celles de la Figure 6.10. La Figure 6.11 (c) montre la distribution de la charge hydraulique totale à t = 460 h. Cet ensemble de diagrammes sert à illustrer les mécanismes saturés et non saturés qui fonctionnent dans la formation d’une nappe phréatique perchée.

Figure 6.11 Formation d’une nappe perchée (d’après Freeze, 1971a).

Si les charges hydrauliques d’un bassin versant  peuvent être déterminées à différents moments par mesure de terrain ou simulation mathématique, il est possible de calculer directement la quantité d’eau déchargée du système en fonction du temps. Si la zone d’émergence est limitée à un cours d’eau, le débit transitoire de l’émergence d’eau souterraine fournit une mesure de l’hydrogramme de flux de base pour le cours d’eau. Le débit de base accru est le résultat de gradients hydrauliques accrus dans la zone saturée près de la rivière et, comme le montrent les modèles théoriques, c’est une conséquence des gradients supérieurs du bassin créés par une remontée de la nappe phréatique. Le décalage temporel entre un événement d’infiltration de surface et une augmentation du flux de base est donc directement lié au temps requis pour qu’un événement d’infiltration induise une élévation généralisée de la nappe phréatique. La Figure 6.12 illustre schématiquement le type d’hydrogramme de flux de base qui résulte d’un événement hydrologique d’une grandeur suffisante pour exercer une influence sur la nappe phréatique. Les débits de base doivent se situer entre Dmaximum, équivalent à un flux de base maximal, qui se produit dans des conditions d’un bassin entièrement saturé, et Dmimimum, équivalent à un flux de base minimum, qui se produit dans les conditions où la nappe libre est à son niveau le plus bas.

Figure 6.12 Hydrogramme de crue du débit de base (d’après Freeze, 1971a).

Des calculs quantitatifs peuvent également être effectués à l’entrée du système pour examiner l’interrelation entre l’infiltration et la recharge des eaux souterraines. Cependant, les concepts sont plus clairs quand on travaille avec le système unidimensionnel décrit dans la section suivante.

6.4 Infiltration et recharge de l’eau souterraine

Dans la Section 6.1, nous avons défini les termes zone de recharge et zone d’émergence; Dans la Section 6.2, nous avons d’abord calculé les taux de recharge et d’émergence. Un approfondissement des processus de recharge et d’émergence sera réalisé dans les paragraphes suivants.

La recharge des eaux souterraines peut être définie comme l’entrée d’eau dans la zone saturée, ainsi que le débit qui s’éloigne du toit de la nappe phréatique dans la zone saturée. L’émergence des eaux souterraines peut être définie comme l’écoulement de l’eau de la zone saturée à travers la surface de la nappe phréatique, ainsi que le débit qui se dirige vers le toit de la nappe phréatique dans la zone saturée.

Il devrait être clair en tenant compte de la section précédente que ces deux processus sont intimement liés aux processus opérant parallèlement dans la zone non saturée. Définissons le processus d’infiltration comme l’entrée d’eau dans le sol provenant de la surface du sol, ainsi que le flux qui s’éloigne de la surface à l’intérieur de la zone non saturée.

Similairement, nous définirons l’exfiltration comme le retrait de l’eau du sol à travers la surface du sol, et le flux qui lui est associé vers la surface du sol dans la zone non saturée. Ce terme a été inventé par Philip (1957f), mais il n’est pas encore largement utilisé. Le processus est souvent appelé évaporation, mais cela conduit à la confusion quant à savoir si les processus météorologiques dans l’atmosphère sont inclus.

La théorie de l’infiltration

Le processus d’infiltration a été largement étudié par les hydrologues et les pédologues. En hydrologie, Horton (1933) a montré que les précipitations, lorsqu’elles atteignent la surface du sol, s’infiltrent à un rythme qui diminue avec le temps. Il a souligné que pour un sol donné, il existe une courbe limitante qui définit les débits maximums possibles d’infiltration par rapport au temps. Pour de fortes pluies, l’infiltration réelle suivra cette courbe limite, qu’il appelle capacité d’infiltration du sol. La capacité d’infiltration diminue avec le temps après l’apparition des précipitations et atteint finalement un taux à peu près constant. Le déclin est causé principalement par le remplissage des pores du sol par l’eau. Des tests en laboratoires effectués sur différents types de sols ont montré que le déclin est plus rapide et le taux constant final est plus faible pour les sols argileux que pour les sols sableux. Si, à un moment quelconque pendant un événement de pluie, le taux de précipitations dépasse la capacité d’infiltration, l’excès d’eau s’accumulera sur la surface du sol. Cette eau qui s’accumule est donc disponible pour les écoulements terrestres vers les cours d’eau de surface.

Le concept hydrologique de la capacité d’infiltration est un concept empirique fondé sur les observations à la surface du sol. Une approche plus axée sur la physique peut être trouvée dans la littérature sur la physique des sols, où l’infiltration est étudiée sous la forme d’un processus de flux de sous-surface non saturé. La plupart des analyses ont considéré un système de flux vertical unidimensionnel avec une condition limite à flux entrant au sommet. Bodman et Colman (1943) ont fourni les premières analyses expérimentales, et Philip (1957a, 1957b, 1957c, 1957d, 1957e, 1958a, 1958b) a utilisé des solutions analytiques pour le problème de valeur limite unidimensionnelle pour exposer les principes physiques de base sur lesquels reposent les analyses ultérieures. Presque tous les travaux récents ont utilisé une approche numérique pour résoudre le système unidimensionnel. Cette approche est la seule capable de représenter adéquatement les complexités des systèmes réels. Freeze (1969b) fournit une revue de la littérature sur l’infiltration numérique sous forme de tableaux.

D’un point de vue hydrologique, les contributions les plus importantes sont celles de Rubin et al. (1963, 1964). Leur travail a montré que les courbes d’infiltration observées par Horton en fonction du temps peuvent être théoriquement prédites en tenant compte de l’intensité de la pluie, des conditions initiales du sol-humidité et de l’ensemble des courbes caractéristiques non saturées pour le sol. Si les taux de précipitations, les taux d’infiltration et les conductivités hydrauliques sont tous exprimés en unités de [L/T], Rubin et al. (1963, 1964) ont montré que le taux d’infiltration constant final est numériquement équivalent à la conductivité hydraulique saturée du sol. Ils ont également identifié deux conditions nécessaires pour observer la présence d’accumulation d’eau à la surface : (1) l’intensité des précipitations doit être supérieure à la conductivité hydraulique saturée, et (2) la durée de la pluie doit être supérieure au temps nécessaire pour que le sol se sature à la surface.

Ces concepts deviennent plus clairs si l’on regarde un exemple réel. Considérons un système vertical unidimensionnel (par exemple sous le point A de la Figure 6.10) limité vers le haut par la surface du sol et vers le bas juste en-dessous de la nappe phréatique. L’équation d’écoulement dans ce système saturé et non saturé prend la forme d’une équation unidimensionnelle tel que Éq. (2.80) :

\frac{\partial}{\partial z}\left[ K(\psi)\left(\frac{\partial \psi}{\partial z} + 1\right) \right] = C(\psi)\frac{\partial \psi}{\partial t} (6.7)

\psi (=h-z) est la pression, et K(ψ) et C(ψ) sont les relations fonctionnelles de la zone non-saturées pour la conductivité hydraulique K et la capacité d’humidité spécifique C. Dans la zone saturée sous la nappe phréatique (ou plus précisément, en dessous du point où ψ = ψa. ψa étant la pression d’air), K(ψ) = K0 et C(ψ) = 0, où K0 est la conductivité hydraulique saturée du sol.

Précisons le taux de pluie R à la limite supérieure. En considérant la loi de Darcy,

R = K(\psi)\frac{\partial h}{\partial z} = K(\psi) \left( \frac{\partial \psi}{\partial z} + 1\right) (6.8)

ou

\frac{\partial \psi}{\partial z} = \frac{R}{K(\psi)} -1 (6.9)

Si le taux de recharge d’eau souterraine dans le système d’écoulement régional est Q, alors, par analogie avec l’équation (6.9), la condition à la base saturée du système est

\frac{\partial \psi}{\partial z} = \frac{Q}{K_0} -1 (6.10)

Le problème de la valeur limite défini par les Éqs. (6.7), (6.9) et (6.10) a été résolu par Freeze (1969b) avec une méthode de différence finie qui est brièvement décrite à l’Annexe VIII. La Figure 6.13 montre les résultats d’une simulation représentative d’un événement hypothétique d’infiltration. Les trois profils montrent la réponse en fonction du temps de la teneur en eau, de la pression et de la charge hydraulique dans les 100 cm supérieurs d’un sol avec des propriétés hydrologiques non saturées identiques à celles indiquées à la Figure 2.13. Le comportement transitoire se produit en réponse à une précipitation d’intensité constante qui alimente la surface du sol avec une intensité de R = 0,13 cm/min. Ce taux est 5 fois la conductivité hydraulique saturée du sol, K0 = 0,026 cm/min. Les conditions initiales sont indiquées par les courbes t = 0, et les courbes suivantes sont marquées avec le temps en minutes.

Figure 6.13 Simulation numérique d’un événement hypothétique d’infiltration (d’après Freeze, 1974).

Le diagramme de gauche montre comment la teneur en eau augmente en fonction du temps. La surface devient saturée après 12 min, et les pores du sol dans tout le profil sont presque saturés après 48 min.

Le schéma central montre les changements de pression hydrostatique. La courbe de pression pour t = 12 min n’atteint pas le point ψ = 0, de sorte que les centimètres supérieurs de saturation superficielle, indiqués par le profil de teneur en eau, doivent être “saturés de tension”. Au cours des 24 minutes, remarquez que la pression hydrostatique à la surface du sol a atteint +10 cm, l’indication étant qu’une couche d’eau de 10 cm de profondeur s’est accumulée à la surface à ce moment-là (dans cette simulation, la profondeur maximale de ruissellement autorisée a été réglée à 10 cm). Il existe également une nappe d’eau inversée à 5 cm sous la surface du sol qui se propage dans le profil avec le temps. La véritable nappe phréatique, initialement réglée à 95 cm de profondeur, reste stationnaire pendant les 36 premières minutes, mais commence à augmenter en réponse à l’humidité qui s’infiltre.

Les profils de charge hydraulique situés près de la surface sur le diagramme de droite fournissent les valeurs de gradient hydraulique qui peuvent être utilisées dans la loi de Darcy pour calculer le taux d’infiltration à différents moments. Le point de référence pour les valeurs apparaissant sur l’échelle horizontale en haut et a été arbitrairement choisi à 125 cm sous la surface du sol.

La Figure 6.14 montre l’évolution du taux d’infiltration en fonction du temps lors d’une pluie constante pour le cas particulier illustré à la Figure 6.13. Comme l’ont prédit Rubin et Steinhardt (1963), le taux d’infiltration est égal au taux de précipitations jusqu’à ce que le sol soit saturé à la surface (et que l’étang de 10 cm de profondeur a été rempli). Il diminue ensuite asymptotiquement vers une valeur égale à K0. Au cours de la première période, au fur et à mesure que les pores du sol se remplissent d’eau, les teneurs en eau, la pression hydrostatique et les charges hydrauliques augmentent avec le temps alors que le gradient hydraulique diminue. Cette diminution est équilibrée par une augmentation des valeurs de conductivité hydraulique sous l’influence de l’augmentation des charges hydrauliques. La diminution du taux d’infiltration se produit au moment où la combinaison des gradients et des conductivités hydrauliques dans le sol ne peut plus accepter l’eau fournie par les précipitations. Les précipitations non absorbées par le sol, ni entreposées dans l’étang de 10 cm de profondeur, sont alors disponibles pour le ruissellement.

Figure 6.14 Taux d’infiltration et de ruissellement en fonction du temps pour le cas illustré à la Figure 6.13 (d’après Freeze, 1974).

Une approche similaire peut être utilisée pour simuler des cas avec l’évaporation à la surface (R négatif) ou l’émergence en profondeur (Q négatif), ou pour analyser les modèles de redistribution qui se produisent entre les événements pluviométriques.

La question à savoir si un type de sol particulier et un ensemble de conditions initiales entraîneront une recharge d’eau souterraine revient à se demander si cet ensemble de conditions entraînera une hausse de la nappe phréatique. L’augmentation des niveaux permet à la recharge de se poursuivre. Une hausse de la nappe phréatique est plus grande pour (1) les pluies de faible intensité et de longue durée plutôt que les pluies de haute intensité et de courte durée, (2) des nappes peu profondes plutôt que profondes, (3) de faibles taux de recharge plutôt que de haut taux de recharge (4) des conditions antécédentes de fortes humidité plutôt que sèches et (5) des sols dont les courbes caractéristiques présentent une conductivité hydraulique élevée, une faible teneur en eau ou une teneur en eau élevée indépendamment des charges hydrauliques.

Mesures des sites de terrain

Dans certains environnements hydrogéologiques, les cas d’infiltration qui alimente la recharge des nappes phréatiques sont isolés dans le temps et dans l’espace. Dans de tels cas, les types d’événements hydrologiques qui conduisent à la recharge sont mieux identifiés sur la base de la mesure de terrain. Dans le passé, cela se faisait souvent sur la base de l’observation d’hydrographes de fluctuations des nappes phréatiques. Cependant, tel qu’indiqué dans la Section 6.8, il existe une variété de phénomènes qui peuvent entraîner des fluctuations de la nappe phréatique et ne représentent pas une véritable recharge des eaux souterraines. L’approche la plus fiable consiste à combiner des enregistrements provenant de puits d’observation avec des mesures de charge hydraulique au-dessus et au-dessous de la nappe phréatique. La Figure 6.15 montre un ensemble d’instruments de terrain conçus à cette fin. La Figure 6.16 montre la réponse de l’humidité et de la nappe phréatique enregistrée sur un site instrumenté dans le centre-est de la rivière Saskatchewan pendant une période sèche ponctuée par une forte précipitation. L’élévation de la nappe phréatique est le résultat d’une infiltration directe par le haut.

Figure 6.15 Instruments de terrain pour l’étude des processus de recharge des eaux souterraines (d’après Freeze et Banner, 1970).
Figure 6.16 Réaction de la nappe phréatique suite à l’infiltration d’une forte pluie d’été. (a) La date; (b) précipitations; (c) teneur en humidité du sol; (d) gradient hydraulique vertical dans la zone non saturée; (e) gradient hydraulique vertical dans la zone saturée; (f) profondeur de la nappe phréatique; (g) pression hydrostatique, charge hydraulique totale et pourcentage d’humidité.

Sur un autre site voisin, les mêmes précipitations n’ont pas entraîné d’infiltration jusqu’à la nappe phréatique, bien que la conductivité hydraulique soit beaucoup plus élevée que sur le site de la Figure 6.16. Les courbes caractéristiques du sol sablonneux du deuxième site ont donné lieu à une nappe phréatique profonde et à des conditions d’humidité du sol très sèche. Comme l’ont noté Freeze et Banner (1970), l’estimation de l’infiltration et de la recharge d’un sol basées uniquement sur la connaissance de la conductivité hydraulique saturée du sol et sur sa classification texturale peuvent souvent être trompeuses. On ne devrait pas cartographier une plaine de sable ou de gravier comme zone de recharge sans d’abord étudier la profondeur de la nappe phréatique et la nature des relations fonctionnelles de la zone non saturée du sol. De petites différences dans les propriétés hydrologiques de sols similaires peuvent expliquer de grandes différences dans leur réaction au même événement hydrologique.

Les mécanismes d’infiltration et de recharge des eaux souterraines ne sont pas toujours unidimensionnels. Dans les zones où l’on retrouve des collines, certaines parties de la zone de recharge peuvent ne jamais enregistrer de l’infiltration. Plutôt, la recharge peut être concentrée dans les dépressions où des étangs temporaires se développent pendant les tempêtes ou les périodes de fonte de neige. Lissey (1968) défini ce type de recharge comme une recharge axée sur la dépression. Dans de telles conditions, la nappe phréatique subit une augmentation à l’échelle d’un basin. L’augmentation est due à l’infiltration verticale sous les zones de recharge et le flux horizontal subséquent vers les dépressions de la nappe phréatique créées entre ces points. Une discussion supplémentaire sur les interactions entre les eaux souterraines et les étangs sera présentée dans la Section 6.7.

6.5 Hydrologie des bassins versants et débits en rivière

La relation entre les précipitations et les débits est centrale à l’hydrologie. Scientifiquement, il est important de comprendre les mécanismes qui contribuent à la réponse hydrologique d’un bassin versant. Pour des fins d’ingénierie, il est nécessaire de développer de meilleures techniques pour prédire le ruissellement à partir des précipitations. Il est bien connu que les grandes rivières sont alimentées par des tributaires qui forment un réseau pouvant drainer une grande partie du territoire. Dans cette section, nous étudierons comment l’eau rejoint les petits cours d’eau dans les portions amont des bassins versants pendant et entre les événements pluvieux.

La trajectoire suivie par l’eau avant qu’elle ne rejoigne le cours d’eau varie selon les conditions climatiques, géologiques, topographiques, pédologiques, de même que selon la végétation et l’utilisation du territoire. Dans différentes régions du monde, et même dans différentes parties d’un bassin versant, différents processus peuvent être à l’origine de l’écoulement en rivière et leur importance relative peut varier. Néanmoins, trois processus sont généralement reconnus pour contribuer aux débits dans les cours d’eau. Comme illustré à la Figure 6.14, ces processus sont le ruissellement, l’écoulement de subsurface ou hypodermique (en anglais, le terme « interflow » est utilisé) et l’écoulement souterrain. Il est important de comprendre la dynamique des écoulements souterrains pour comprendre les débits résultants de ces trois processus.

Figure 6.17 Processus d’acheminement de la pluie au cours d’eau dans un petit bassin versant (d’après Freeze, 1974).

Le rôle de l’écoulement souterrain régional dans l’écoulement de base des cours d’eau a été abordé précédemment dans les Sections 6.2 et 6.3. Bien que l’écoulement souterrain puisse parfois contribuer au ruissellement pendant les forts événements pluvieux, son rôle le plus important réside dans le maintien des débits pendant les périodes d’étiage qui se produisent entre les événements pluvieux. Cette section aborde le ruissellement et l’écoulement hypodermique.

Ruissellement

L’approche classique pour étudier la génération du ruissellement a été initiée par Horton (1933). La dépendance qui existe entre le ruissellement et l’infiltration a été discutée dans la section précédente. La Figure 6.14 synthétise ces concepts.

À l’origine, la théorie de Horton était basée sur l’hypothèse que la plupart des événements pluvieux excèdent la capacité d’infiltration des sols et que le ruissellement est fréquemment rencontré et largement réparti dans l’espace. Les chercheurs qui ont suivi ont mis en évidence que la très grande hétérogénéité des types de sols sur un bassin versant et l’irrégularité de la distribution des précipitations à la fois dans le temps et dans l’espace créent une réponse hydrologique très complexe en surface. Ceci a mené au développement du concept de zones de contributions partielles (en anglais, l’expression « partial-area-contribution » est utilisée; Betson, 1964; Ragan, 1968), dans lequel il est reconnu que certaines portions du bassin versant contribuent régulièrement au ruissellement qui atteindra le cours d’eau, tandis que d’autres portions n’y contribuent que très rarement voire pas du tout. Les études récentes montrent que le ruissellement est rarement observé, à la fois dans le temps et dans l’espace, particulièrement dans les bassins versants végétalisés situés en région humide. La plus grande partie de la portion « ruissellement » de l’hydrogramme de crue provient de petites parties du bassin versant qui représentent au maximum 10 % et parfois aussi peu que 1 – 3 % de la superficie totale. Et même sur ces zones restreintes, seulement 10 – 30 % de la pluie engendre un ruissellement.

Freeze (1972b) a expliqué la faible occurrence des événements de ruissellement à l’aide de la théorie de l’infiltration et d’un critère d’accumulation d’eau en surface proposé par Rubin et Steinhardt (1963).

Écoulement hypodermique

La contribution de l’écoulement hypodermique, ou de subsurface, dans la production du ruissellement est un concept largement accepté. Hewlett et Hibbert (1963) ont démontré expérimentalement la possibilité d’observer cet écoulement, tandis que Whipkey (1965) et Hewlett et Hibbert (1967) ont mesuré sur le terrain les apports latéraux au cours d’eau en provenance de la subsurface. Les conditions de sol peu profond très perméable sont propices à ces écoulements. Une telle couche superficielle est fréquemment observée dans l’horizon A des sols agricoles labourés et dans la litière forestière.

Freeze (1972b) a utilisé des simulations mathématiques des écoulements souterrains, en régime transitoire et en deux dimensions, incluant une zone non saturée et une zone saturée, pour démontrer que l’écoulement hypodermique en période de crue peut être une composante importante de l’écoulement sur les versants de forme convexe qui alimentent des cours d’eau fortement incisés. Les conditions propices à l’écoulement hypodermique se produisent seulement lorsque les conductivités hydrauliques des sols sur le versant sont dans la gamme supérieure des valeurs plausibles pour les matériaux testés. La Figure 6.18 illustre trois hydrogrammes de crues simulés pour les coupes de versants illustrées dans l’encadré.

Figure 6.18 Hydrogrammes de crues simulés à l’exutoire d’un versant de forme convexe ayant un sol peu profond de conductivité hydraulique élevée (d’après Freeze, 1974).

Les trois situations représentent des conductivités hydrauliques saturées, K0, des matériaux du versant couvrant trois ordres de grandeur. La ligne sous les portions ombragées des hydrogrammes représente la contribution de l’écoulement hypodermique lors d’une crue. Dans chaque cas, les processus non saturés et saturés sur le versant génèrent une augmentation des niveaux de nappe dans la vallée (tel qu’indiqué pour t = 5 h dans l’encart). Le ruissellement provenant de la précipitation directe sur le milieu humide saturé créé sur la berge du cours d’eau par la remontée des niveaux de nappe est illustré par la portion ombragée de l’hydrogramme de crue. Seules les courbes A et B montrent une dominance du ruissellement dans l’hydrogramme de crue, et les valeurs de K0 pour ces courbes sont dans la gamme supérieure des valeurs habituellement mesurées. Sur les versants de forme concave, les milieux humides situés en de pente augmentent de taille et le ruissellement provenant de la pluie directe sur ces zones dépasse généralement l’écoulement de subsurface, et ce même lorsque les versants sont très perméables.

Dunne et Black (1970a, b) ont utilisé le bassin versant expérimental de la rivière Sleepers au Vermont, instrumenté pour le suivi des écoulements superficiels et souterrains et incluant un fossé intercepteur (Figure 6.19 [b]), pour mesurer simultanément les hydrogrammes correspondant aux trois composantes de l’écoulement dans le cours d’eau en provenance du versant. L’exemple illustré à la Figure 6.19 (c) montre la prépondérance de l’écoulement superficiel, une caractéristique récurrente sur le bassin versant de la rivière Sleepers. Une instrumentation complémentaire a montré que les zones contributrices (comme dans le cas C de la Figure 6.18) étaient limitées aux milieux humides situés en bas de pente créés par la remontée des niveaux de nappe en bordure du lit de la rivière.

Figure 6.19 Bassin versant expérimental de la rivière Sleepers au Vermont. (a) coupe géologique d’un versant; (b) coupe du fossé intercepteur; (c) hydrogramme de crue combiné pendant un événement pluvieux (d’après Dunne et Black, 1970a)

Une composante des processus générant l’écoulement dans le bassin versant de la rivière Sleepers a également été observée dans de nombreux autres bassins versants en région humide (Hewlett et Nutter, 1970). Il s’agit de l’expansion et de la contraction des milieux humides au moment des événements pluvieux et juste après ceux-ci, en réponse à une remontée des niveaux de nappe et à l’apport d’eau souterraine. Les changements temporels dans la zone de contribution font appel au concept de zones de sources variables. Ce phénomène diffère du concept de zones de contributions partielles de deux manières. D’abord, les zones partielles sont considérées comme étant plus ou moins fixes dans l’espace, tandis que les zones de sources variables s’étendent et se contractent. Également, les zones de contributions partielles alimentent les cours d’eau par l’écoulement superficiel de type hortonien, c’est-à-dire par l’eau qui s’accumule en surface en raison de la saturation du sol par le haut, tandis que les zones de sources variables sont générées lorsque la saturation du sol résulte d’une remontée de la nappe. Dans le bassin versant de la rivière Sleepers, la plus grande partie du ruissellement qui alimente la rivière à partir des zones de sources variables provient des précipitations directes sur les milieux humides. Dans plusieurs bassins versants forestiers (Hewlette et Nutter, 1970), une proportion importante de l’eau qui provient des zones de sources variables se rend au cours d’eau par l’intermédiaire de l’écoulement de subsurface. Le Tableau 1 résume les différents processus de ruissellement relativement aux paramètres qui les contrôlent.

Table 6.1 Schéma illustrant les différents processus intervenant dans la génération des débits de crue relativement aux paramètres qui les contrôlent.


Source : Dunne, 1978.

Dès le début des années 1970, des modèles simulant à la fois les écoulements de surface et souterrains ont été développés. Smith et Woolhiser (1971) ont développé un modèle simulant l’écoulement de surface sur un versant, tandis que Freeze (1972a) a développé un modèle couplant les écoulements saturés, les écoulements non saturés et les écoulements superficiels. Stephenson et Freeze (1974) ont présenté une application de ce modèle en complément d’un projet expérimental sur le ruissellement initié par la fonte de la neige dans la zone amont du bassin versant expérimental du ruisseau Reynolds en Idaho.

Indicateurs chimiques et isotopiques

Il existe trois approches principales pour étudier les processus générant les écoulements dans les cours d’eau : (1) l’hydrométrie basée sur des instruments de mesure tels que les courantomètres, les pluviomètres, les puits d’observation et les tensiomètres; (2) la modélisation mathématique; et (3) le suivi des substances dissoutes et des isotopes naturels tels que 2H, 3H, et 18O. Les informations obtenues des deux premières méthodes ont été présentées dans les paragraphes précédents. La présente section s’attardera sur les indicateurs chimiques et isotopiques.

L’équation de bilan de masse des éléments dissous en un point donné d’un cours d’eau et à un temps donné s’exprime comme suit :

CQ = C_pQ_p + C_oQ_o + C_sQ_s + C_gQ_g (6.11)

C est la concentration dans l’eau du cours d’eau d’un compose comme le Cl, le SO42, ou \ce{HCO^-_3}, et Q est le débit du cours d’eau [L3/T]. Qp, Qo, Qs, et Qg, représentent les contributions des précipitations directes, du ruissellement, de l’écoulement de subsurface et de l’écoulement souterrain, et Cp, Co, Cs, et Cg représentent les concentrations en ions dans ces composantes de l’écoulement du cours d’eau. L’équation de bilan hydrique du cours d’eau au même endroit est la suivante

Q = Q_p + Q_o + Q_s + Q_g (6.12)

Les valeurs de Q sont obtenues par la mesure du débit. C provient des analyses chimiques réalisées sur les échantillons d’eau provenant du cours d’eau à l’endroit ou Q est mesuré. Dans les petits cours d’eau des zones amont des bassins versants, Qp est souvent négligeable comparativement à Q. En simplifiant, on se retrouve avec deux équations et six inconnues, Co, Cs, et Cg, et Qo, Qs, et Qg. Une approche pragmatique consiste à regrouper Qo et Qs en une seule composante qui représente le ruissellement (Qd), c’est-à-dire la partie de la précipitation qui se déplace rapidement à la surface ou immédiatement sous la surface vers le cours d’eau. Cd représente alors la concentration dans ce ruissellement. En remplaçant ces termes dans les Éqs. (6.11) et (6.12) et en combinant ces équations, nous obtenons :

Q_g = Q \left( \frac{C-C_d}{C_g-C_d} \right) (6.13)

Les valeurs de Cg sont normalement obtenues par l’échantillonnage de puits peu profonds et de piézomètres situés près du cours d’eau, ou en échantillonnant l’écoulement de base du cours d’eau avant ou après un événement pluvieux. La seconde méthode est appropriée lorsque le cours d’eau est alimenté uniquement par l’écoulement souterrain peu profond pendant les périodes d’étiage. Les valeurs de Cd proviennent de l’échantillonnage d’eau de drainage ou d’eau ayant percolé à travers le sol près du cours d’eau pendant un événement pluvieux générant du ruissellement. Si l’analyse de ces échantillons ne montre pas de variation majeure ni dans le temps ni dans l’espace, le choix d’une concentration représentative ou moyenne se fait simplement. Dans les dépôts meubles, Cd est généralement petit relativement à Cg parce que l’eau souterraine a voyagé plus profondément et a un temps de séjour plus long. En remplaçant les valeurs de Cd et Cg et les variables C et Q dans l’Éq. (6.13), nous obtenons une valeur de Qg, le débit d’eau souterraine dans la rivière. Si C et Q sont mesurés à différents moments pendant l’événement de ruissellement, les variations de Qg peuvent être calculées, comme démontré à la Figure 6.20.

Figure 6.20 Séparation de l’hydrogramme de crue par la méthode hydrochimique.

Pinder et Jones (1969) ont utilisé les variations de Na2+, Ca2+, Mg2+, Cl, SO42–, et HCO3 pour étudier les composantes de l’écoulement pendant un événement pluvieux dans un petit bassin amont versant sédimentaire en Nouvelle-Écosse. Dans une étude similaire au Manitoba, Newbury et coll. (1969) ont montré que SO42– et la conductance électrique sont les meilleurs indicateurs pour identifier la composante d’eau souterraine dans cette région. Ces études et de nombreuses autres utilisant la méthode hydrochimique, ont démontré que la composante du débit d’un cours d’eau provenant de l’eau souterraine peut être importante, jusqu’à 32 – 42 % dans l’étude de Pinder et Jones (1969).

Une des principales contraintes dans l’utilisation de la méthode hydrochimique provient du fait que les concentrations en ions utilisées pour identifier l’eau souterraine peu profonde et le ruissellement sont des paramètres intégrés qui ne représentent pas correctement l’eau qui contribue au cours d’eau pendant un événement pluvieux. Il est fréquent d’observer que la chimie de l’eau souterraine peu profonde mesurée dans les puits situés près des cours d’eau varie de manière importante dans l’espace. Le ruissellement quant à lui est un flux éphémère dont les concentrations peuvent varier considérablement à la fois dans le temps et dans l’espace.

Afin d’éviter certaines incertitudes liées à la méthode hydrochimique, les isotopes naturels de la molécule d’eau 18O, 2H, et 3H, peuvent être utilisés comme indicateurs de l’apport d’eau souterraine dans le cours d’eau pendant un événement pluvieux. Fritz et coll. (1976) ont montré que la composition en 18O est généralement uniforme dans l’eau souterraine peu profonde et dans l’écoulement de base d’un cours d’eau. Même si les compositions moyennes annuelles de 18O dans la pluie à une station donnée varient peu, la composition en 18O de la pluie varie considérablement d’un événement pluvieux à l’autre, et même au cours d’un même événement pluvieux. La méthode basée sur le 18O est appropriée pour le type d’événement pluvieux au cours duquel la composition en 18O de la pluie est relativement constante et très différente de celle de l’écoulement souterrain peu profond et de l’écoulement de base. Dans ces conditions, la composition en 18O de la pluie est un traceur de la précipitation qui atteint le bassin versant pendant l’événement pluvieux. Sur la base de l’équation de bilan de masse présentée à l’Éq. (6.13), la relation suivante est développée :

Q_g = Q_w \left( \frac{\partial^{18}O_w - \partial^{18}O_R}{\partial^{18}O_g - \partial^{18}O_R} \right) (6.14)

18O représente la composition en 18O en per mille relativement au standard SMOW (Section 3.8) et les indices w, g, et R, indiquent l’eau du cours d’eau, l’eau souterraine et le ruissellement provenant de l’événement pluvieux (Qw = Qg + QR). Cette relation permet de séparer la composante du débit provenant de la pluie, de celle provenant d’eau présente dans l’aquifère avant l’événement pluvieux. Fritz et coll. (1976), Sklash et coll. (1976), et Sklash (1978) ont utilisé cette méthode pour étudier les processus de responsables de la génération des débits dans de petits bassins versants de tête situés dans différents types de contextes hydrogéologiques. Ces auteurs ont démontré que même pendant les périodes de crue, la contribution en eau souterraine au débit total peut être importante, atteignant parfois la moitié ou les deux tiers du débit total. L’apparente contradiction entre les mécanismes de génération des débits provenant des approches hydrochimiques, des approches isotopiques et des mesures hydrométriques demeure un sujet de recherche actif encore aujourd’hui.

6.6 Tarissement et emmagasinement dans les berges

Dans ce qui précède, il a été démontré qu’un hydrogramme de crue est composé de deux écoulements très différents. Les crues, qui proviennent du ruissellement, du ruissellement de subsurface et parfois de l’écoulement souterrain, résultent d’une réponse rapide aux débits à court terme dans l’écoulement souterrain des versants adjacents aux cours d’eau. L’écoulement de base, qui provient d’un écoulement souterrain plus profond, résulte d’une réponse lente aux changements à long terme dans l’écoulement souterrain régional.

Il est naturel de se demander si ces deux composantes peuvent être séparées par l’analyse directe des hydrogrammes de crues, sans avoir recours aux données chimiques. Les hydrologues ont développé plusieurs techniques pour la séparation des hydrogrammes, dans le but d’améliorer les modèles de prévision des débits. Les hydrogéologues s’intéressent quant à eux aux informations que cette séparation peut fournir sur la nature des écoulements souterrains sur un bassin versant. Leur analyse est basée sur le concept de courbe de tarissement des débits de base.

Considérons l’hydrogramme de crue de la Figure 6.21.

Figure 6.21 Courbe de tarissement des débits de base pour un hydrogramme de crue hypothétique.

L’écoulement varie dans l’année entre 1 m3/s et plus de 100 m3/s. La courbe lissée représente l’écoulement de base. Elle reflète la contribution saisonnière de l’écoulement souterrain. Les pics de débits à court terme au-dessus de cette courbe représentent la réponse rapide du cours d’eau sous forme de ruissellement. Lorsque le débit est tracé sur une échelle logarithmique, comme c’est le cas à la Figure 6.21, la portion en récession de l’écoulement de base devient très souvent une droite ou une succession de droites, comme AB et CD. L’équation décrivant une droite de récession sur un graphique semi-logarithmique est

Q = Q_oe^{-at} (6.15)

Qo est le débit de base à t = 0 et Q est le débit au temps t.

La validité générale de cette équation peut être confirmée sur des bases théoriques. Comme démontré d’abord par Boussinesq (1904), la solution analytique en conditions limites d’écoulement à surface libre dans un cours d’eau situé dans aquifère à nappe libre répondant aux hypothèses de Dupuit-Forchheimer (Section 5.5), est celle de l’Éq. (6.15). Sing (1969) a proposé un ensemble de courbes représentant l’écoulement de base produites par des équations analytiques représentant ce type de conditions limite. Hall (1968) a présenté une revue historique des méthodes utilisées pour quantifier le tarissement des débits de base.

À la Figure 6.21, la portion croissante de l’hydrogramme des débits de base doit correspondre au cadre conceptuel présenté à la Figure 6.12. Plusieurs auteurs (Farvolden, 1963; Meyboom, 1961; Ineson and Downing, 1964) ont utilisé les courbes de récession des écoulements de base pour interpréter l’écoulement souterrain dans les bassins versants.

Dans les portions amont d’un bassin versant, l’apport d’eau souterraine contribue à former une onde de crue dans le cours d’eau. Dans les parties plus basses du bassin versant, l’emmagasinement dans la berge, un autre type d’interaction aquifère-rivière, peut venir atténuer cette onde de crue. Comme démontré à la Figure 6.22 (a), lorsqu’un important cours d’eau permanent subit une augmentation de niveau au moment de l’arrivée d’une crue, il peut y avoir un apport d’eau dans les berges du cours d’eau. Lorsque les niveaux diminuent, le flux se trouve ensuite inversé. La Figure 6.22 (b) (c), et (d) montre l’effet de cet emmagasinement de berge sur l’hydrogramme de crue, sur le volume emmagasiné dans la berge, et sur les flux entrants et sortants qui lui sont associés.

L’emmagasinement dans la berge peut induire des difficultés d’interprétation lors de la séparation de l’hydrogramme de crue. Sur la Figure 6.22 (e), le trait plein peut représenter le transfert souterrain d’eau dans la berge et l’emmagasinement. L’apport d’eau souterraine de l’aquifère régional serait alors représenté par la ligne pointillée.

Le concept d’emmagasinement dans la berge a été clairement identifié par Todd (1955). Cooper et Rorabaugh (1963) ont suggéré une façon de le quantifier basée sur une solution analytique au problème à condition limite représentant l’apport d’eau souterraine dans un aquifère à nappe libre adjacent à un cours d’eau dont le niveau varie. La solution numérique de Pinder et Sauer (1971) permet quant à elle de considérer une paire de problèmes à condition limite représentant à la fois l’apport d’eau souterraine à la berge et l’écoulement à surface libre dans le cours d’eau. Les deux systèmes sont couplés au moyen des flux entrants et sortants de la berge.

6.7 Interactions eaux souterraines-lacs

Stephenson (1971) a montré que la dynamique hydrique d’un lac est fortement influencée par l’écoulement souterrain régional dans lequel se trouve le lac. Les lacs permanents de grande étendue sont presque toujours des zones d’émergence des écoulements souterrains régionaux. Les flux d’eau souterraine entrants dans le lac sont contrôlés par la topographie du bassin versant et par les conditions hydrogéologiques, comme discuté à la Section 6.1. Les petits lacs permanents dans les zones amont des bassins versants sont généralement des zones d’émergence des écoulements locaux. Toutefois, dans certains contextes géologiques, ces lacs peuvent devenir des sites de recharge localisée de l’aquifère.

Figure 6.22 Modifications à l’onde de crue causée par le stockage.

Grâce à des simulations numériques en régime permanent d’un système lac-aquifère, Winter (1976) a montré qu’aux endroits où les niveaux de nappe sont supérieurs à ceux du lac tout autour du lac, la recharge à partir du lac n’est possible que s’il existe une formation hautement perméable en profondeur. Winter (1976) a également montré qu’en présence d’une ligne de partage des eaux entre deux lacs, peu de conditions géologiques peuvent permettre le transfert souterrain d’eau d’un lac à l’autre.

Figure 6.23 Recharge de l’eau souterraine dans une dépression d’un terrain vallonné (d’après Meybloom, 1966b).

Un lac à partir duquel a lieu une recharge de l’aquifère peut perdre de l’eau sur une partie ou sur tout son lit. McBride et Pfannkuch (1975) ont utilisé des simulations théoriques pour démontrer que dans les cas où la largeur du lac est supérieure à l’épaisseur des dépôts meubles perméables sur lesquels il se trouve, le flux d’eau du lac vers l’aquifère se produit généralement près des berges. Lee (1977) a documenté ceci dans une étude terrain en utilisant des dispositifs pour mesurer l’apport d’eau souterraine (le terme « seepage meters » est utilisé en anglais) positionnés au fond du lac. La construction et l’utilisation d’appareils simples et faciles à utiliser pour mesurer les flux d’eau entrants ou sortants d’un lac sont décrits par Lee and Cherry (1978).

Dans plusieurs cas, une analyse en régime permanent des interactions aquifère-lac n’est pas suffisante. Par exemple, dans les terrains vallonnés des environnements postglaciaires du centre-ouest de l’Amérique du nord, des étangs temporaires créés par le ruissellement de la fonte printanière de la neige peuvent générer des interactions transitoires. Meyboom (1966b) a mesuré sur le terrain les écoulements souterrains transitoires à proximité d’une cuvette de prairie (prairie pothole). La Figure 6.23 montre les écoulements souterrains mis en évidence par Meyboom (1966b) dans ce type d’environnement. La partie supérieure de la figure montre les conditions de recharge uniforme dans un système régional généralement rencontrées dans des conditions automnales et hivernales. La partie centrale illustre une remontée de la nappe sous les étangs temporaires. La partie du bas de la figure montre le relief de la nappe pendant la période estivale, sous l’influence des plantes qui consomment l’eau souterraine autour des étangs. Le bilan hydrique détaillé de Meyboom (1966b) sur les arbres entourant une dépression a montré que l’effet global des conditions transitoires saisonnières correspond à une recharge nette de l’aquifère régional.

6.8 Variations des niveaux d’eau souterraine

La mesure des fluctuations des niveaux d’eau dans les piézomètres et dans les puits d’observation est une composante importante des études portant sur l’eau souterraine. La section 4 a montré comment un hydrogramme de puits mesuré pendant un événement pluvieux ayant généré de l’infiltration peut être utilisé pour quantifier la recharge. La Section 6.4 s’attardera quant à elle sur l’importance de détecter des baisses de niveau pouvant être liées à l’exploitation d’un aquifère. Le suivi des niveaux d’eau souterraine est une composante essentielle de toute étude visant la recharge artificielle des aquifères (Section 8.11), l’emmagasinement dans les berges (Section 6.6), et le drainage géotechnique (Chapitre 10).

Les fluctuations de niveaux d’eau souterraine peuvent résulter de plusieurs phénomènes, certains naturels et d’autres induits par les activités anthropiques. Dans plusieurs cas, plusieurs processus peuvent interagir simultanément et pour interpréter correctement les données, il est important de comprendre les différents phénomènes en jeu. Le Tableau 6.2 présente une synthèse de ces processus, selon qu’ils sont naturels ou anthropiques, selon qu’ils produisent des variations de niveaux dans les nappes libres ou captives, et selon leur temporalité (variations de courte durée, journalières, saisonnières, ou à long terme). Certains processus résultent d’une influence climatique, tandis que d’autres en sont indépendants. Les processus dans la colonne « nappe captive » produisent des variations de charge hydraulique à une profondeur donnée. Il est important de souligner le fait que ces variations doivent être mesurées à l’aide d’un piézomètre, ouvert seulement à la profondeur de mesure. Les processus dans la colonne « nappe libre » produisent des variations de niveaux de nappe proches de la surface. Ces variations peuvent être mesurées à l’aide d’un piézomètre (mesure à une profondeur précise) ou à l’aide d’un puits d’observation peu profond ouvert sur toute sa longueur.

Tableau 6.2 Synthèse des processus responsables des fluctuations des niveaux d’eau souterraine

Aquifère libre Aquifère captif Naturel Artificiel À court terme Journalier Saisonnier À long terme Influencé par le climat
Recharge de l’eau souterraine (infiltration vers la nappe)
Emprisonnement d’air au moment de la recharge
Évaporation et prélèvement par les plantes
Emmagasinement dans les berges
Effet des marées près des océans
Effets de la pression atmosphérique
Mise sous pression externe des aquifères captifs
Tremblements de terre
Pompage d’eau souterraine
Injection dans un puits profond
Recharge artificielle, infiltration sous les étangs, les lagunes et les sites d’enfouissement
Irrigation et drainage agricole
Drainage géotechnique dans les mines à ciel ouvert, sur les pentes et dans les tunnels

Plusieurs des processus présentés au Tableau 6.2 ont été discutés en détail dans les sections précédentes. Plusieurs des phénomènes anthropiques seront abordés dans les chapitres suivants. Dans les prochains paragraphes, nous traiterons de quatre types de variations de niveaux de nappe : celles causées par le prélèvement des plantes dans une zone d’émergence, celles causées par l’emprisonnement d’air au moment de la recharge, celles provenant des variations de pression atmosphérique, et celles provenant de l’imposition de charges externes sur des aquifères captifs.

Évaporation et prélèvement d’eau par les plantes

Dans une zone d’émergence, il est souvent possible de mesurer directement l’évapotranspiration à partir des variations de niveau de nappe dans des puits peu profonds. La Figure 6.24 (d’après Meyboom, 1967) montre les variations journalières observées dans la chronique de niveaux de nappe d’une vallée de rivière de l’Ouest canadien.

Figure 6.24 Calcul de l’évapotranspiration induite par le prélèvement d’eau par les plantes dans une zone d’émergence (d’après Meybloom, 1967).

Les baisses de niveau se produisent pendant la journée, en réaction au prélèvement de l’eau par les plantes (dans ce cas-ci des érables du Manitoba); les remontées se produisent la nuit alors que les stomates des plantes se ferment. White (1932) a suggéré une équation pour calculer l’évapotranspiration à partir des séries temporelles de niveaux de nappe reflétant ces processus. Le flux d’eau prélevé par évapotranspiration pendant une période de 24 h est

E = S_y (24r \pm s) (6.16)

E est l’évapotranspiration journalière ([L]/jour), Sy est l’emmagasinement spécifique des matériaux meubles (% par volume), r est le taux horaire d’apport d’eau souterraine ([L]/h), et la remontée ou la baisse nette du niveau de nappe pendant une période de 24 h [L]. Les valeurs de r et s sont illustrées à la Figure 6.24. La valeur de r, qui représente l’apport moyen d’eau souterraine pendant 24 h, doit être basée sur la remontée de la nappe entre minuit et 4 h du matin. Meyboom (1967) suggère que la valeur de Sy doit refléter l’emmagasinement disponible. Il estime que cette valeur représente 50 % de l’emmagasinement total, tel que défini dans la Section 2.10. Si les expériences de drainage au laboratoire sont utilisées pour mesurer le coefficient d’emmagasinement, les valeurs calculées avec l’Éq. (6.16) doivent être basées sur le drainage qui se produit dans les premiers 24 h. À la Figure 6.24, l’évapotranspiration totale calculée avec la méthode de White (1932) pour la période du 2 au 8 juillet est de 1,73 pied (0,52 m).

Emprisonnement d’air au moment de la recharge

Dans plusieurs études, une augmentation anormalement grande des niveaux est observée au cours d’un événement pluvieux intense dans les puits d’observation peu profonds qui captent une nappe libre. Il est maintenant reconnu que ce type de variation de niveaux d’eau résulte de l’emprisonnement d’air dans la zone non saturée (Bianchi et Haskell, 1966; McWhorter, 1971). Si la pluie est intense, il peut y avoir création d’une zone saturée inversée à la surface du sol, et l’air peut devenir emprisonné entre le front mouillé qui avance et la nappe. La pression de l’air dans cette zone peut alors augmenter et devenir supérieure à la pression atmosphérique.

Les Figures 6.25 (a) et (b) illustrent ce phénomène.

Figure 6.25 Variations des niveaux d’eau causées par (a) et (b) emprisonnement d’air pendant la recharge des eaux souterraines dans un aquifère à nappe libre; (c) et (d) effets de la pression atmosphérique dans un aquifère captive.

Dans la Figure 6.25 (a), la pression de l’air, pA, dans dans le sol doit être en équilibre avec la pression atmosphérique et la pression de l’eau, pw. Cet équilibre existe en tout point X à la surface de la nappe dans le milieu poreux, et au point Y dans le puits. Tel qu’illustré à la Figure 6.25(b), l’avancée du front mouillé crée une augmentation de pression, dpA, d’une valeur équivalente, dpw. L’équilibre de pression dans le puit au point Y est calculé comme suit :

p_A + \gamma \psi = p_w + dp_w (6.17)

puisque pA = pw et dpA = dpw,

\gamma \psi = dp_A (6.18)

Pour dpA > 0, y > 0, la démonstration qu’une augmentation de la pression d’air emmagasiné entraîne une remontée du niveau de l’eau dans un puits d’observation exposé à la pression atmosphérique.

Ce type de remontée des niveaux d’eau ne représente pas une recharge de l’eau souterraine, mais peut facilement être confondu avec un événement de recharge puisqu’il se produit à la suite d’un événement pluvieux. Le calcul du ratio entre la remontée et l’amplitude de l’événement pluvieux permet de vérifier la présence de ce phénomène. Meyboom (1967) fait état de ratios aussi élevés que 20 : 1 dans le cas de l’emmagasinement d’air au moment de la recharge. Cette remontée anormale se dissipe généralement après quelques heures ou quelques jours tout au plus, en raison de la dissipation latérale de l’air captif vers l’atmosphère à l’extérieur de la zone de saturation superficielle.

Effets de la pression atmosphérique

Les changements dans la pression atmosphérique peuvent produire d’importantes variations de niveaux dans les puits et les piézomètres des aquifères captifs. La relation entre la variation de niveau et la variation de pression est inversée, c’est-à-dire qu’une augmentation de la pression atmosphérique induit une baisse du niveau de nappe observé.

Jacob (1940) a évoqué le principe du stress effectif pour expliquer ce phénomène. Considérant les conditions illustrées à la Figure 6.25 (c), où l’équilibre de pression au point X est donné par :

\sigma_T + p_A = \sigma_e + p_w (6.19)

Dans cette équation, pA est la pression atmosphérique, σT est le stress créé par la charge du matériel sus-jacent, σe est le stress effectif s’exerçant sur le squelette de l’aquifère, et pw est la pression de l’eau dans l’aquifère. La pression de l’eau, pw, induit une augmentation de la charge en pression dans l’aquifère ψ qui peut être mesurée à l’aide d’un piézomètre. Au point X dans le forage,

p_A + \gamma \psi = p_w (6.20)

Tel qu’illustré à la Figure 6.25 (d), si la pression atmosphérique augmente d’une quantité dpA, le changement dans l’équilibre des pressions au point X est calculé comme suit :

dp_A = d\sigma_e + dp_w (6.21)

De cette équation, il est clair que dpA > dpw. Dans le forage, il est alors possible de calculer

p_A + dp_A + \gamma \psi ' = p_w + dp_w (6.22)

En remplaçant l’Éq. (6.20) dans l’Éq. (6.22) nous obtenons :

dp_A - dp_w = \gamma (\psi - \psi ') (6.23)

Puisque dpAdpw > 0, de même que ψψ‘ > 0, ce qui démontre qu’une augmentation de la pression atmosphérique provoque une baisse du niveau de l’eau.

Dans un aquifère horizontal et captif, une modification de la charge en pression, d\psi = \psi \hspace{1mm} - \hspace{1mm} \psi' dans l’Éq. (6.23), est numériquement équivalente à un changement dans la charge totale, dh. Le ratio

B = \frac{\gamma dh}{dp_A} (6.24)

est nommé l’efficacité barométrique de l’aquifère. Cette valeur varie généralement entre 0,20 et 0,75. Todd (1959) a développé une équation reliant l’efficacité barométrique, B, au coefficient d’emmagasinement d’un aquifère captif, S.

Il a également été démontré que des changements dans la pression atmosphérique peuvent entraîner de petites variations dans des niveaux d’une nappe libre. Lorsque la pression de l’air augmente, le niveau de la nappe diminue. Peck (1960) a relié ces variations aux effets des changements de pression sur les bulles d’air emprisonnées dans la zone non saturée. Lorsque la pression augmente, ces bulles d’air occupent moins d’espace, et sont remplacées par de l’eau matricielle, ce qui entraîne un mouvement d’eau vers le haut à partir de la nappe. Turk (1975) a mesuré ces variations journalières atteignant 6 cm dans un aquifère de sable fin ayant une nappe peu profonde.

Charges externes

Il a depuis longtemps été observé (Jacob, 1939; Parker et Stringfield, 1950) que les charges externes telles que le passage d’un train, une explosion ou un tremblement de terre engendrent des oscillations mesurables à court terme dans les niveaux d’eau enregistrés dans un piézomètre captant une nappe captive. Ce phénomène est similaire en principe à l’effet de la pression atmosphérique. Suivant la notation de la Figure 6.25 (c) et (d), le passage d’un train peut créer des changements transitoires dans le stress total, σT. Ces changements induisent des modifications dans pw, qui en retour reflète les changements dans les niveaux piézométriques. De manière similaire, les ondes sismiques créées par un tremblement de terre peuvent engendrer une interaction transitoire entre σe et pw dans l’aquifère. Par exemple, le tremblement de terre survenu en Alaska en 1964 a produit des fluctuations de niveaux d’eau à travers toute l’Amérique du Nord (Scott and Render, 1964).

Décalage temporel dans les piézomètres

Le décalage temporal est une source d’erreur dans la mesure des niveaux de nappe qui est souvent négligée. Si le volume d’eau requis pour enregistrer une variation du niveau d’eau dans un piézomètre est grand relativement au taux d’apport d’eau souterraine dans la crépine, il peut y avoir un décalage dans les mesures. Ce facteur est particulièrement important lors de la mesure des charges dans une formation de faible conductivité hydraulique. Pour éviter ce problème, plusieurs hydrogéologues utilisent maintenant des piézomètres équipés de sondes mesurant les variations de pression de l’eau vis-à-vis de la crépine, ce qui permet d’éviter le décalage temporel. L’utilisation d’un tubage interne de diamètre plus faible que le tubage externe peut également permettre d’éviter le décalage temporel (Lissey, 1967). Dans les cas où ces solutions ne sont pas applicables, le décalage temporal peut être corrigé à l’aide des équations suggérées par Hvorslev (1951).

Lectures suggérées

FREEZE, R. A. 1969. The mechanism of natural groundwater recharge and discharge: 1. One-dimensional, vertical, unsteady, unsaturated flow above a recharging or discharging groundwater flow system. Water Resources Res., 5, pp. 153–171.

FREEZE, R. A. 1974. Streamflow generation. Rev. Geophys. Space Phys., 12. pp. 627–647.

FREEZE, R. A., et P. A. WITHERSPOON. 1967. Theoretical analysis of regional groundwater flow: 2. Effect of water-table configuration and subsurface permeability variation. Water Resources Res., 3, pp. 623–634.

HALL. F. R. 1968. Baseflow recessions-a review. Water Resources Res., 4, pp. 973–983.

MEYBOOM, P. 1966. Unsteady groundwater flow near a willow ring in hummocky morraine. J. Hydrol., 4, pp. 38–62.

RUBIN, J., et R. STEINHARDT. 1963. Soil water relations during rain infiltration: I. Theory. Soil Sci. Soc. Amer. Proc., 27, pp. 246–251.

TÓTH, J. 1963. A theoretical analysis of groundwater flow in small drainage basins. J. Geophys. Res., 68, pp. 4795–4812.

Exercices

  1. Sur le schéma d’écoulement ABCDEA de la Figure 6.1, BC = 1000 m et CD égale deux fois la longueur du segment AB. Dessiner les lignes d’écoulement pour un aquifère homogène et isotrope et où :
    1. AB = 500 m, AD est une ligne droite.
    2. AB = 500 m, AD est une parabole.
    3. AB = 100 m, AD est une ligne droite.
    4. AB = 200 m, AE et ED sont des lignes droites pour lesquelles la pente du segment AE est ??égale à deux fois celle du segment ED.
    5. AB = 200 m, AE et ED sont des lignes droites pour lesquelles la pente du segment ED est ??égale à deux fois celle du segment AB.
    1. Identifier les zones de recharge et d’émergence des réseaux d’écoulement de la question 1 et définir un profil de recharge-émergence pour chacun.
    2. Calculer les débits s’écoulant dans le système (par mètre linéaire dans une section perpendiculaire aux lignes d’écoulement) pour les cas où K = 10-8, 10-6, et 10-4 m/s.
  1. En considérant une gamme de valeurs réalistes pour P et E dans les équations 6.2 à 6.6, évaluer si les valeurs calculées dans le problème 2 (b) sont des composantes raisonnables du bilan hydrique d’un petit bassin versant.
  1. Quels seraient les effets des modifications suivantes au système d’écoulement souterrain de la question 1 (d) sur la position de la ligne de partage des eaux, le profil de recharge-émergence et les débits de base ?
    1. Une couche de conductivité hydraulique élevée est présente en profondeur.
    2. Une couche à conductivité hydraulique faible est présente en profondeur.
    3. Une lentille de dépôts meubles de conductivité hydraulique élevée est présente sous la vallée.
    4. La stratigraphie est composée d’une alternance de couches de matériaux aquifères et de matériaux aquitards déposés en alternance se compose couches minces et horizontales.
  1. Sur la base des notions présentées dans ce chapitre, comment expliquer la présence de sources thermales ?
  1. Sur les schémas d’écoulement de la question 1, identifier les positions qui seraient propices à la production de conditions artésiennes à l’occasion d’un forage.
  1. Une équipe d’hydrogéologues tente de comprendre le rôle d’un ensemble d’étangs et de tourbières sur le bilan hydrique régional. Leur objectif à long terme est de différentier lesquels sont permanents et lesquels sont les plus vulnérables à une sécheresse qui s’échelonnerait sur une longue période de temps. Leur objectif à court terme est de différentier les milieux humides qui rechargent l’aquifère de ceux qui se trouvent en position d’émergence de l’eau souterraine, et de calculer les apports d’eau à l’aquifère ou les pertes d’eau de l’aquifère, sur un pas de temps mensuel. Décrire les étapes d’une campagne de mesures de terrain qui permettraient d’atteindre l’objectif à court terme pour un étang.
  1. Sur le réseau d’écoulement tracé dans la question 1(b), esquisser une série de positions de la nappe phréatique représentant une diminution des niveaux de nappe de l’ordre de 5 à 10 m/mois (c.-à-d., le point A reste fixe, et le point D diminue à ce rythme). Pour K = 10-8, 10-6 et 10-4 m/s, tracer l’hydrogramme des débits base d’un cours d’eau qui coule perpendiculairement au diagramme au point A, en supposant que toute l’eau souterraine qui émerge de l’aquifère compose le débit de base.
    1. Démontrer qu’une diminution de la pression atmosphérique crée une augmentation du niveau d’eau dans un puits qui intercepte un aquifère captif.
    2. Calculer la variation des niveaux d’eau (en mètres) résultants d’une baisse de pression atmosphérique de 5,0 × 103 Pa dans un puits qui intercepte un aquifère captif ayant une efficacité barométrique de 0,50.