E5 Écoulement souterrain et aquifères

Topique

Les eaux souterraines occupent les pores et les fractures des roches et des sédiments saturés sous la nappe phréatique, soit la même zone que celle décrite précédemment lors de l'étude de la zone non saturée située juste au-dessus.

Les aquifères libres ont leur niveau supérieur, la nappe phréatique elle-même, en contact direct avec la pression atmosphérique. C'est précisément ce contact direct qui permet à ces aquifères de réagir rapidement à toute recharge.

Les aquifères captifs, quant à eux, sont limités à leur extrémité supérieure par une couche imperméable. C'est la pression exercée par cette couche imperméable sur l'eau captive qui permet au niveau piézométrique de ce type d'aquifère de dépasser le toit de l'aquifère, produisant ainsi des puits jaillissants qui apparaissent spontanément lors du forage. L'écoulement de l'eau au sein de chacun de ces aquifères est décrit par la loi de Darcy, déjà mentionnée dans des documents précédents, généralisée ici aux trois dimensions de l'espace et combinée à l'équation de continuité. On obtient ainsi une équation de diffusion du potentiel hydraulique qui régit l'ensemble de l'aquifère.

L'équation de Theis décrit, au sein d'une nappe captive, l'abaissement du niveau piézométrique induit par le pompage d'un puits unique. Sa solution, appelée fonction de puits de Theis, permet de calculer la transmissivité et le coefficient d'emmagasinement de la nappe à partir des données d'un seul essai de pompage – ces deux propriétés étant déjà abordées lors de la caractérisation des sols et du sous-sol.

L'interaction entre une rivière et la nappe sous-jacente détermine si la rivière est un « gagnant », lorsqu'elle reçoit de l'eau de la nappe, ou un « perdant », lorsqu'elle alimente elle-même la nappe. C'est la différence entre le niveau de la nappe phréatique locale et le niveau d'eau transporté par la rivière qui détermine, dans chaque section, laquelle de ces deux situations se produit.

Le temps de séjour de l'eau dans une nappe peut varier considérablement, de quelques jours seulement dans les nappes superficielles les plus actives à plusieurs millions d'années dans les nappes fossiles de certains déserts, comme la nappe d'Ogallala ou la nappe nubienne. La recharge d'une nappe phréatique correspond au flux net d'eau qui se déplace de la zone non saturée vers la zone saturée. Ce flux est généralement concentré lors des épisodes de pluie ou sous un couvert végétal favorisant l'infiltration.

Le comportement attendu de ce système se traduit par une réponse très lente des niveaux d'eau souterraine aux épisodes de recharge et une atténuation marquée des fluctuations du débit de base des cours d'eau alimentés par ces mêmes nappes. Ainsi, depuis les pores saturés qui constituent le point de départ de ce document jusqu'à l'atténuation du débit de base qui en conclut, en passant par les nappes libres et captives, l'équation de Theis et l'interaction entre les cours d'eau et les nappes phréatiques, la lenteur même du déplacement de l'eau souterraine finit par atténuer, en surface, une grande partie de la variabilité induite par chaque épisode pluvieux.

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