Relations eau de surface - eau souterraine

Cours d'eau - nappe

Les liaisons entre les eaux de surface et les eaux souterraines jouent un très grand rôle en hydrogéologie. Si les liaisons nappe-lac et nappe-mer sont généralement peu évolutives, les liaisons cours d'eau-nappe sont par contre plus complexes, variant au cours des saisons. fig77.eps fig78.eps Les cours d'eau sont ainsi soit drainants, soit infiltrants, quelquefois indépendants, figures 77 et 78. L'infiltration à partir d'un cours d'eau ne reste généralement élevée que lorsque son lit n'est pas stabilisé (alluvionnement-érosion). Le long d'un torrent, elle est plus importante en amont qu'en aval, figure 79. fig79.eps fig80.eps L'influence d'un cours d'eau sur une nappe s'observe facilement par des mesures piézométriques à différentes distances du cours d'eau, figure 80. On complète souvent les mesures piézométriques par des mesures de paramètres chimiques et isotopiques qui permettent de bien mettre en évidence les influences de l'infiltration de l'eau de la rivière sur l'eau de 1a nappe.

Cours d'eau - nappe exploitée

Afin d'augmenter la capacité des puits captant les alluvions, on s'efforce de produire une réalimentation par l'eau des rivières, si leurs lits ne sont pas totalement colmatés. L'hydrogéologue ne considère plus ainsi seulement l'aquifère mais le système global aquifère-rivière, figure 81. fig81.eps

Colmatage des cours d'eau

Le colmatage des lits des cours d'eau est le fait de particules fines limoneuses ou de matière organique. Ce phénomène est bien connu par les exploitants de gravière qui recyclent les boues de forage dans des dépressions situées dans des graviers perméables avec peu de pertes. L'ordre de grandeur des pertes d'eau à travers une mince couche colmatée peut être approchée en appliquant Darcy: Avec une lame d'eau de 1 m d'épaisseur, une couche colmatante de 5 cm et de conductivité hydraulique de $K = 10^{-7}$ m/s, et un aquifère à $K = 10^{-3}$ m/s. On a:

$$v = K i = 10^{-7} \frac{1}{0.05} = 2 10^{-6} \text{m/s}$$ (5.3)

Le débit $Q$ par m$^2$ de fond = 1 ×2 $10^{-6}$ m$^3$/s = 0.002 l/s. L'infiltration d'eau des bassins d'accumulation est souvent évolutive. Dès la mise en eau on observe une très forte infiltration et parallèlement le dépôt de matière fine. Ce dépôt réduit rapidement l'infiltration mais il subsiste un flux faible en direction de l'aquifère. Ce flux accélère la sédimentation de matière organique (dans les régions à pollution) avec pour conséquence l'appauvrissement rapide en O$_2$ de la nappe et l'apparition de Fe et de Mn. Par exemple, l'accumulation par le barrage de l'usine de Sackingen, figure 82. fig82.eps

Cône de déjection et cours d'eau

L'hydrogéologie des cônes de déjection est très complexe compte tenu de la grande variabilité des dépôts, figure 83. Dans de nombreuses régions cependant, ils jouent un rôle hydrologique important et sont exploités surtout au contact cône - dépôts plus récents. fig83.eps

Lac-nappe dans les deltas lacustres

I1 existe de nombreux types de relation nappe-lac, comme par exemple les décharges d'eau des calcaires sous la surface des lacs. Cependant les contacts lac-nappe les plus importants concernent surtout les zones à delta lacustre. L'hydrogéologie des deltas est délicate car les dépôts sont généralement très hétérogènes avec un pendage important. On considère souvent qu'il n'y a que peu de réalimentation par le lac en cas d'exploitation et que les eaux contiennent trop de Fe et de Mn. Même si cela est fréquemment le cas, il existe cependant bien des exceptions d'autant que la boue lacustre non consolidée qui tapisse le front du cône est parfois assez perméable. L'exemple du delta de l'Areuse que nous avons étudié pour l'établissement de zones de protection du captage de Colombier souligne la grande complexité de ces aquifères pratiquement tous exploités aujourd'hui en Suisse, figure 84. fig84.eps

Mer et nappe, le biseau salé

Le contact entre la mer et une nappe d'eau dans un aquifère poreux s'appelle l'interface eau douce-eau salée. Généralement cet interface est en bordure de mer, mais il peut se déplacer à l'intérieur des terres en cas d'exploitation trop importante de la nappe ou de précipitations insuffisantes dues à un changement climatique. fig85a.eps fig85b.eps Les premières études du biseau salé ont fait intervenir simplement les conditions hydrostatiques pour situer la profondeur du biseau, figure 85a:

$$\rho_s g z_s = \rho_w g (z_s + z_w)$$ (5.4)

• $\rho_s$ = masse volumique de l'eau salée (1.025 g/cm3)
• $\rho_w$ = masse volumique de l'eau douce
• $z_s$ et $z_w$ = épaisseur de l'eau salée et douce

$$z_s = z_w \farc{\rho_w}{\rho_s-\rho_w} = 40 z_w$$ (5.5)

En fait dans la réalité, cette relation sous-estime la profondeur de l'eau salée. Il est plus juste de tenir compte de l'écoulement d'eau douce, soit de se baser sur les lignes de courant et les équipotentielles, figure 85b. On peut à partir de la forme de la surface piézométrique évaluer la pente du biseau salé et en dessiner une position vraisemblable. De plus, cette interprétation fait apparaître la zone d'émergence d'eau douce sur le rivage marin comme on l'observe en réalité. fig86.eps Lors de surexploitation de nappes côtières, l'équilibre est parfois rompu et le biseau salé se déplace à l'intérieur des terres, souvent sur des dizaines de km (figure 86). Par exemple en Mauritanie où, du fait de la décroissance de la pluviométrie et de l'augmentation de la population urbaine, l'équilibre est rompu et le biseau se situe à une centaine de km de la côte ! L'étude sur le terrain permet de bien identifier l'importance de la zone de transition: l'interface peut en effet être le siège de phénomènes de diffusion et de mélange d'eau qui selon l'importance des variations annuelles peut entraîner la formation d'une importante tranche d'eau mixte.