Hydrogéologie et hydraulique souterraine

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1 Hydrogéologie et hydraulique souterraine
Mme S.ZEDDOURI

2 Aquifères On distingue trois grands types de terrains selon leurs capacités à laisser passer l’eau : les terrains semi-perméables où l’eau circule très lentement les terrains imperméables. les terrains aquifères où l’eau circule librement.

3 aquifère réservoir eau souterraine

4 Le réservoir Il s’agit d’une formation hydrogéologique perméable permettant l’écoulement significatif d’une nappe d’eau souterraine ou son exploitation par captage. Le réservoir représente la trame solide de la structure de l’aquifère. L’eau souterraine mobile s’emmagasine et circule dans les vides. La première fonction du réservoir est capacitive. Elle caractérise le stockage ou la libération de l’eau souterraine. Ces deux actions sont groupées sous le terme d’emmagasinement souterrain de l’eau. Le réservoir est identifié par ses caractéristiques et la genèse de ses vides (pores ou fissures).

5 On établit donc une classification hydrogéologique des réservoirs d’eau souterraine en fonction du type de vides : réservoirs homogènes réservoirs hétérogènes à perméabilité d’interstices, constitués de roches meubles ou non consolidées (sable, gravier ou de grès). C’est le cas des nappes alluviales en fond de vallée ou dans les bassins sédimentaires. à perméabilité de fissures, constitués de roches fissurées ou consolidées (surtout de calcaire mais également de roches volcaniques).

6 L’eau souterraine  L’eau souterraine constitue un milieu continu dans le réservoir dont seule une fraction, l’eau gravitaire, est mobile dans l’aquifère.

7 Les différents types d’eau
Une roche contient de l’eau sous différentes formes: Eau de constitution entrant dans la structure cristalline des minéraux (exemple: gypse CaSO4, 2H2O) Eau adsorbée à la surface des minéraux par des interactions électrostatiques; Eau non-libre située dans les pores fermés et inclusions fluides; Eau libre circulant dans les pores et les fissures.

8 Les origines des eaux souterraines
Eaux météoriques: La plupart des eaux souterraines ont une origine météorique, c’est-à-dire proviennent des précipitations (pluies, neige) et de l’infiltration dans le sous-sol, dans les aquifères de grande taille, l’eau peut provenir de période où le climat était différent et peut donc servir d’indicateur de paléoclimats. Eaux connées: Les eaux que l’on trouve en profondeur dans la croute terrestre (à partir de 1 à 2 km) sont dérivées de réservoirs d’eau météoriques qui ont réagi avec les roches environnantes. Souvent ces eaux sont relativement salées. Les eaux connées peuvent contribuer à l’hydrologie de formations géologiques qui se sont enfouies très récemment ou bien rester piégées dans des roches dont la perméabilité est très faible et dont toute l’eau n’a pas été expulsée. Souvent cette eau es présente depuis la formation de la roche.

9 Eaux juvéniles: Ces eaux sont libérées directement par des processus magmatiques en profondeur. Elles sont difficilement distinguables des eaux situées en profondeur. Les processus magmatiques peuvent relâcher, en plus de l’eau, des composés gazeux (CO2) par exemple.

10 La configuration des aquifères porte sur les caractéristiques de ses limites géologiques et hydrodynamiques : on parle de conditions aux limites. En simplifiant, on assimile la base de l’aquifère à une formation imperméable (substratum). Pour sa limite supérieure, on distingue trois types : hydrodynamique avec fluctuation libre : aquifère à nappe libre ; géologique imperméable : aquifère à nappe captive ; géologique semi perméable : aquifère à nappe semi-captive.

11 Aquifère à surface libre
Il s'agit de la configuration la plus courante en nappe superficielle. La formation aquifère n’est pas saturée sur toute son épaisseur. Il existe entre la surface de la nappe et la surface du sol une zone de terrain non saturé contenant de l’air. Le niveau supérieur de la nappe est appelé niveau piézométrique, il se trouve toujours sous le niveau du sol.

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13 2. Aquifère à nappe captive
La formation est un aquifère saturé sur toute son épaisseur ; il est limité vers le haut par une couche imperméable (argile). Le niveau piézométrique, différent de celui de la surface de la nappe et toujours au-dessus de la base de la couche imperméable supérieure, est virtuel tant qu’un forage ou un piézomètre n’a pas atteint l’aquifère au travers de son toit. Un tel forage est appelé forage artésien et si l'eau remonte jusqu'à la surface (niveau piézométrique au-dessus de la surface du sol) on l'appellera forage artésien jaillissant. Il s’écoule naturellement sans pompage.

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15 3. Aquifère à nappe semi-captive ou à drainance
L’importance du mécanisme de drainance repose sur le fait que des volumes importants d’eau peuvent traverser des horizons semi-perméables lorsque la superficie de cet horizon est grande et qu’il existe une différence de pression de part et d'autres de cet horizon. Ce phénomène permet des échanges importants entre nappes superposées ou sous-jacentes au travers du substratum ou du toit en cas de différence de charge. On parle alors de nappes semi-captives avec substratum et toit semi-perméables.

16 Principe de fonctionnement d'un aquifère semi-captif

17 Charge hydraulique L’énergie totale de l’aquifère est exprimée par sa charge hydraulique. Energie totale = Energie potentielle + Energie cinétique (charge hydraulique) (hauteur d’eau et pression) (vitesse) En M, la charge hydraulique vaut La composante d'énergie cinétique est négligeable en raison des faibles vitesses d'écoulement dans les sols (quelques cm/s) g = poids volumique de l'eau : (w =10 kN/m³) ; PM= pression du fluide : u (u = 0 si sol non saturé) ; ZM cote prise depuis la surface de référence. En M, la charge hydraulique, définie à une constante près, devient :

18 Gradient hydraulique Le gradient hydraulique représente la différence de niveaux piézométrique entre deux points. indique la direction et l'intensité de l'écoulement (l'eau s'écoule des charges les plus élevées vers les charges les plus faibles). Si est constant, l'écoulement est dit uniforme (hypothèse très fréquente en écoulement souterrain)

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20 Perméabilité La perméabilité est l’aptitude d’un réservoir à se laisser traverser par l’eau sous l’effet d’un gradient hydraulique. Elle exprime la résistance du milieu à l’écoulement de l’eau qui le traverse.

21 Loi de Darcy : dispositif expérimental
Le dispositif expérimental comportait des tubes verticaux de 2.5m de haut et de 0.35m de diamètre intérieur, remplis de sable naturel, sur une hauteur, l. La partie supérieure du tube est alimentée en eau à un niveau maintenu à une altitude constante, H, au-dessus d'un plan fixe de référence; Le volume d'eau, recueilli à la base, est mesurée en fonction du temps, en secondes ou en heures Le poids de la colonne d'eau, de hauteur équivalente à H, est la charge hydraulique, notée h, exprimée en mètres de hauteur d'eau

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23 Avec ce dispositif, H. Darcy a montré que le volume d'eau, Q en m3/s, filtrant de haut en bas dans la colonne de sable de hauteur l en m, à travers la section totale, perpendiculaire à la direction verticale d'écoulement, A en m², est fonction d'un coefficient de proportionnalité, K en m/s, caractéristique du sable et de la perte de charge par unité de longueur du cylindre de sable, h/l sans dimension; D'où l'expression de la loi de Darcy : K: coefficient de perméabilité (m/s) h/l: perte de charge, est défini comme le gradient hydraulique, noté i. A: surface de la section (m²) L'expression précédente devient donc : Q = K.A.i

24 La loi de Darcy est valable sous 4 conditions : continuité, isotropie et homogénéité, du réservoir, et écoulement laminaire. Pour l’écoulement laminaire, il est respecté lorsque le nombre de Reynodls est inférieur à 2000. On rappelle Nombre de Reynolds v : vitesse d’écoulement en m/s ;  : viscosité dynamique du liquide en centipoise;  : masse volumique en t/m³ ; d : diamètre moyen des pores du terrain.

25 Il en résulte que pour l’eau, l’écoulement reste laminaire tant que la vitesse n’excède pas 1, m/sec (0,17 mm/sec), soit la grande majorité des aquifères à l’exception des cônes de rabattement. Pour l’application de la loi de Darcy, il est nécessaire d’admettre que les eaux souterraines suivent ce type d’écoulement dans la plus grande partie de leur trajet. Des écoulements turbulents peuvent apparaître parfois à proximité immédiate des zones de captage (crépines) ; ils sont dus à l’accroissement des vitesses de circulation de l’eau mais ce phénomène reste limité dans l’espace. En réalité, les cas où la loi de Darcy n’est pas applicable sont limités aux formations très hétérogènes, aux réseaux karstiques et lorsque la vitesse d’écoulement est très élevée. La perméabilité k ainsi définie par Darcy est une caractéristique physique du milieu indépendante des caractéristiques de l’eau en mouvement.

26 Extension aux différents liquides et aux grandes profondeurs
( pression et température) Le coefficient de perméabilité doit tenir compte de toutes les caractéristiques du milieu poreux (structure du réservoir) et de l’eau qui le traverse (viscosité dynamique et poids volumique). Ce coefficient de perméabilité au sens large ne correspond plus à la conception initiale d'H. Darcy valable pour les eaux souterraines normales de faibles profondeurs. K. Hubbert a développé en 1969 une expression généralisée applicable dans tous les cas en différenciant le réservoir du fluide :

27 Principe d'écoulement d'un fluide dans un réservoir
avec kint perméabilité intrinsèque  en m² ou en Darcy d’où v : vitesse d’écoulement en m/s ;  : viscosité dynamique du liquide en centipoise ;  : masse volumique ; N : facteur de forme sans dimension (100 en moyenne) ; i : gradient hydraulique ; d10 : diamètre efficace des grains en cm ; g : force de gravité.

28 Valeurs de perméabilité selon G. Castagny, 1992.
Ces coefficients de perméabilité, sont valables pour caractériser les aquifères d’eau jusqu'à une profondeur d’un millier de mètres. Au-delà, il faut tenir compte de l’augmentation de température et de pression.

29 Homogénéité et isotropie
Les terrains aquifères ne sont jamais isotropes et homogènes. Mais dans la pratique, on néglige souvent cette anisotropie et cette hétérogénéité. En effet, les filets d’eau sont à peu près parallèles à la stratification du terrain et les perméabilités varient peu suivant cet écoulement. On peut donc considérer l’aquifère comme isotrope. Par ailleurs comme on fait toujours appel à des volumes importants de terrain et que les caractéristiques ne sont que les moyennes des valeurs ponctuelles de celui-ci, les hétérogénéités se compensent et sont fortement réduites. Le résultat, dans son ensemble, peut donc être appliqué à un aquifère homogène

30 Transmissivité La productivité d’un captage dans un aquifère dépend du coefficient de perméabilité k et de l’épaisseur e de l’aquifère. On définit ainsi la transmissivité : T : transmissivité en m²/sec k : perméabilité en m/sec e : épaisseur de l’aquifère en m

31 La transmissivité est le volume d’eau qui traverse une tranche verticale de 1 m de large sur toute la hauteur de l’aquifère sous un gradient hydraulique unitaire pendant 1 seconde à 20°C Conductivité/Transmissivité d'un aquifère.

32 Porosité La porosité est le rapport des volumes des vides ou des pores avec le volume total de l’échantillon. Porosité totale: en % Constituants d'un sol.

33 Un sol à l’état naturel se compose de grains de différentes dimensions
Un sol à l’état naturel se compose de grains de différentes dimensions. Les fines se logent donc dans les interstices laissés entre les éléments de forte granulométrie ce qui permet une diminution de la porosité. Cette dernière dépend donc uniquement de l’arrangement des grains indépendamment de leurs dimensions Pour mesurer cette porosité, il faut mesurer le volume des vides, ce qui revient à estimer le volume d’eau pour un aquifère. On distingue 2 deux catégories d’eau : l’eau gravitaire : mobilisable par gravité, elle circule dans les aquifères et alimente les captages et sources ; l’eau de rétention ou eau capillaire : non mobilisable, sauf par étuvage, elle est retenue sur la surface des grains

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35 Toutefois, un réservoir n’est jamais dépourvu de son eau de rétention
Toutefois, un réservoir n’est jamais dépourvu de son eau de rétention. En hydrogéologie, on préfère donc parler de porosité efficace que de porosité totale plus théorique. Porosité efficace: en % avec Ve volume d’eau gravitaire.

36 (d’après G. CASTAGNY, Michel DETAY).
Tableau de valeurs - porosités moyennes pour les principaux réservoirs (d’après G. CASTAGNY, Michel DETAY).

37 Coefficient d’emmagasinement
Une caractéristique hydraulique importante d’un aquifère est la connaissance du volume d’eau libéré ou emmagasiné par unité de surface à la variation de charge correspondante. C’est le coefficient d’emmagasinement : S. Physiquement, on le définit comme la quantité d’eau libérée (eau gravitaire) d’un prisme vertical de 1 m² de base et de la hauteur de l’aquifère sous une variation unitaire de la charge hydraulique (h=2-1=1). S s’exprime en % et se mesure par des pompages d’essai.

38 Libération de l'eau gravitaire

39 Dans un aquifère libre, l’eau est libérée par l’action des forces de gravité (drainage). Le coefficient d’emmagasinement S est égal, en pratique, à la porosité efficace (la porosité résiduelle concerne l’eau de rétention). Les valeurs usuelles vont de 1% pour certains limons et jusqu’à % pour les alluvions grossiers bien lavés. Dans un aquifère captif ou semi-captif, l’expulsion de l’eau est le résultat de la compression de l’aquifère et de la baisse du niveau statique lors du pompage provoquant une baisse de pression, une détente élastique et une déformation du solide libérant l’eau (actions d’élasticité de l’eau et du solide). Les modules d’élasticité étant faibles, le volume d’eau libéré est beaucoup plus petit, à caractéristiques égales, que pour les nappes libres. Le coefficient d’emmagasinement S est ici de 100 à fois (voir fois) plus petit. Les valeurs usuelles se situent entre 0,1 et 0,01 %.

40 Cartes piézométriques
Les cartes piézométriques représentent à une date donnée, la distribution spatiale des charges et des potentiels hydrauliques. Elles figurent également les conditions aux limites hydrodynamiques. Elles sont les documents de base de l'analyse et de la schématisation des fonctions capacitives et conductrices du réservoir, et du comportement hydrodynamique de l'aquifère. C'est la synthèse la plus importante d'une étude hydrogéologique.

41 Mesure des niveaux piézométriques
Elles doivent être effectuées avec des piézomètres dans des conditions de stabilisation et pour l'ensemble de la région cartographiée au cours d'une période la plus courte possible. La mesure de la profondeur de la nappe se fait au niveau des piézomètres à l’aide d’une sonde piézométrique, constituée d’un ruban gradué relié à une électrode. Une fois la sonde est en contact avec la surface d’eau, il y’a déclenchement d’un signal sonore et lumineux. Le niveau piézométrique de la nappe correspond à la différence entre l’altitude du piézomètre et la profondeur de la nappe.

42 sonde piézométrique Mesure de la profondeur de la nappe

43 La surface piézométrique est représentée par des courbes d'égal niveau piézométrique, dites courbes hydroisohypses (ou isopièzes). L'équidistance des courbes hydroisohypses est la distance constante entre des plans horizontaux d'égal niveau piézométrique. Elle dépend de la précision et de la densité des mesures, des valeurs du gradient hydraulique, et de l'échelle de la carte. En général, elle est de l'ordre du mètre (0.5, 1 ou 2m) pour les cartes à 1/1000 et 1/20000 ; de 5 ou 10m pour celles à 1/50000 et 1/

44 Le tracé des courbes hydroisohypses est effectué par différentes méthodes d'interpolation, parmi lesquelles la méthode d'interpolation du triangle qui se réalise en groupant par 3 les données. Les côtés du triangle sont tracés et divisés en segments proportionnels. Les courbes hydroisohypses sont obtenues en joignant, par des segments de droite, les points d'égal niveau. Cette méthode donne d'excellents résultats lorsque les points de mesure sont suffisants.

45 La surface piézométrique s’interprète de la même façon qu’une surface topographique, par sa morphologie, sa pente, ses variations intimes et ses anomalies. Le tracé des courbes hydroisohypses permet de matérialiser, par des droites orthogonales orientées suivant la plus grande pente, les lignes de courant de la surface piézométrique qui soulignent la direction et le sens d’écoulement de la nappe. La géométrie des courbes hydroisohypses conduit à des présentations parfois complexes, qui résultent de la combinaison des formes élémentaires suivantes :

46 Une continuité linéaire avec des lignes de courant rectilignes et parallèles traduit un écoulement relativement uniforme Ecoulement linéaire

47 Ecoulement convergent
Une courbure avec concavité orientée vers l’aval où les lignes de courant convergent vers un axe de drainage privilégié Ecoulement convergent Une courbure avec concavité orientée vers l’amont et des lignes de courant divergent matérialise une crête piézométrique et caractérise souvent une zone d’apport par infiltration Ecoulement divergent

48 Dépression piézométrique
Des courbes fermées avec des lignes de courant convergentes, représentent des dépressions piézométriques qui indiquent une exploitation de la nappe par pompage ou une perte des eaux vers l’aquifère inférieur Dépression piézométrique Des courbes fermées avec des lignes de courant divergentes, représentent des dômes piézométriques qui correspondent à des aires d’alimentation de la nappe. Dôme piézométrique