Polycopié2020 (3)

HYDROGEOLOGIE
Polycopié, Version 4
Fès, 2020
M.A. HESSANE
Département de Géologie
1
INTRODUCTION
La discipline hydrogéologie créée en 1985, s'intègre dans le département des Sciences de la terre par le fait
que l'eau, au même titre qu'un gisement de phosphate ou autre, est une ressource minérale, tirée en partie du
sous-sol.
L'importance de cette ressource minérale est évidente car elle intervient à tous les niveaux de la vie d'un pays
 Besoins humains
 Besoins agricole
 Besoins Industriels.
Les ressources en Eau proviennent des précipitations qui peuvent ruisseler (rivière) et /ou s'infiltrer dans le
sol. Des spécialistes de plus en plus nombreux deviennent conscients que devant l'expansion continue de la
consommation, l’augmentation croissante des investissements à consentir pour la recherche, l'exploitation, la
préservation, se posent de plus graves problèmes : car l'eau utilisable économiquement n'existe qu'en
volumes limités, irrégulièrement répartis et participe d’un cycle de phénomènes naturels, si étroitement
associés dans un accomplissement harmonieux et lent que l’homme en modifiant sans prudence l'un ou
l'autre stade risque de provoquer des dommages irréparables.
Pour se faire une idée des quantités et des répartitions, on peut dresser un bilan des eaux à l'échelle du Maroc
Sur une période de 30 ans, le volume annuel moyen des précipitations est de 150.109 m3, réparti sur le 1/3 du
Maroc, la précipitation étant négligeable sur le Sud Marocain.
Les ressources en Eau, qui se renouvellent en moyenne chaque année, atteignent 27.109 m3/an ; soit 18 %
des précipitations.
L’écoulement de surface est évalué à 19.109m3/an
L'écoulement souterrain est évalué à 8.109m3/an.
On retient le chiffre de 20.109m3/an pour le volume des Ressources mobilisables.
Les ressources en Eau sont donc de deux ordres : (La désalinisation de l'eau de mer étant classée à part)

L'écoulement de surface (rivières)

L'écoulement souterrain.
Les problèmes que pose leur exploitation seront donc différents. L'écoulement de surface étant surtout utilisé
pour l’irrigation (grand barrages ou dérivation au fil de l'eau) et les eaux souterraines (meilleur qualité de
l'eau, du fait du rôle de filtre joué par les terrains) pour l'alimentation humaine.
Ce schéma est valable dans le cas où il y a effectivement de l'eau de surface sinon les eaux souterraines sont
aussi utilisées pour les irrigations ; il en est ainsi pour la plaine du Souss (Taroudant), le Haouz de
Marrakech (exploitation de l'eau souterraine par pompage et par un réseau très dense de Rhéttara), les hauts
plateaux d'OUJDA...
On peut donc se rendre compte déjà des différentes disciplines que l'hydrogéologue doit connaître. La
discipline de base, étudiée en S1, S2, S3, S4 et S5 est bien entendu la "géologie". Il est bien évident que la
géologie (lithologie, structure des terrains, c'est à dire la géométrie des niveaux géologiques,
géomorphologie, caractéristiques du sol telle que la perméabilité, etc.) conditionne la recherche et
l'exploitation des ressources en eau.
Ce support de cours destiné aux étudiants en S5, de La filières Sciences de la terre et de l’Univers (STU) a
pour objet de connaitre le système hydrogéologique : on y traite du cycle de l'eau, de l'eau et le réservoir
(propriétés physiques des terrains), la dynamique de l'eau c'est à dire grossièrement la mécanique des fluides
en milieu poreux, permettant de poser les équations mathématiques qui régissent la circulation de l'eau, des
nappes aquifère (conditions d'existence, c'est à dire conditions d'alimentation, conditions lithologiques,
conditions structurales ; l'établissements et la discussion des cartes piézométriques), du principe
d'interprétation des essais de pompage, du bilan des eaux etc. …
2
Hydrogéologie
Généralités
CHAP. I : GENERALITES.
1.1) Définitions.
L’Hydraulique a pour objet l'étude des lois de l'équilibre et du mouvement des liquides en vue de
leurs applications à l'art de l'ingénieur. Les formules qu'elle établit sont utilisées dans le calcul des barrages
et des murs de réservoirs, l'établissement des conduites de distribution et d'évacuation des eaux, la
construction des canaux de navigation et d'irrigation, l'installation des ouvrages destinés à la production de
l'énergie hydraulique, le calcul des machines utilisant cette énergie ou destinés à mettre l'eau en mouvement.
Etc...
L’Hydraulique comprend :
 l'Hydrostatique : qui étudie les conditions d'équilibre des liquides
 l'Hydrodynamique : qui recherche les lois théoriques de leur mouvement.
L’Hydraulique proprement dite consiste en l'étude des lois réelles de l'écoulement des liquides en
vue de leurs applications pratiques, cette étude étant basée à la fois sur la théorie et sur l'expérimentation
directe.
L’Hydrométrie : C'est la mesure des débits des cours d'eau. A ne pas confondre avec
l’Hydrotimétrie qui est la mesure de la dureté de l'eau.
L’Hydrogéochimie : C'est la science qui étudie les caractéristiques chimiques et physico-chimiques
des eaux souterraines.
L’Hydrologie : C'est la science qui étudie le cycle de l'eau dans la nature et l'évolution de celle-ci à
la surface de la terre.
L’Hydraulique souterraine : C'est une partie de l'hydrologie et de l’hydraulique relative à
l'écoulement des eaux souterraines aux lois qui les régissent et à leurs applications. Plus généralement,
ensemble des aspects quantitatifs de l’hydrogéologie.
Hydrogéologie: C'est la science des eaux souterraines relative à la connaissance des conditions
géologiques et hydrologiques et des lois physiques qui régissent l'origine, la présence, le mouvement et les
propriétés des eaux souterraines : C'est aussi l'application de ces connaissances aux actions humaines sur les
eaux souterraines notamment à leurs prospections à leurs captages et à leurs protections.
1.2) Besoins en eau
L'eau est l'essence de la vie. Sa disponibilité détermine où et comment les animaux et les plantes
existent sur la terre. L’homme a besoin d'eau pour sa consommation, pour son agriculture et pour son
industrie. Nous sommes aussi attirés par l'eau pour les opportunités de loisirs qu'elle offre.
1.2.1) Classification des besoins
 Privés (A E P)
 Professionnels : agricoles et industriels
 Publics.
Les besoins en eaux dépendent de nombreux paramètres. Les plus importants sont le climat, les
habitudes locales, les usagers divers que l’on fait de l’eau, la qualité requise et l’état du réseau de
distribution (pertes).
En fonction de ces paramètres, on peut définir plusieurs types des besoins en eau :
 Consommation spécifique : quantité nécessaire/habit/jour.
La quantité dépend de la variation journalière, saisonnière (consommation de pointe) et aussi de
l’évolution des besoins
La qualité dépend des usagers divers que l’on fait de l’eau.
 - Provenance : surface, sous-sol, dessaler l'eau de mer. IL y a même des projets pour amener des
Icebergs.
3
Hydrogéologie
Généralités
1.2.2) Exemple de répartition entre eaux superficielles et souterraines.
A Tanger, Il y a système d'alimentation mixte :
Eau souterraine : 56%
Eau superficielle : 44%
Une partie des eaux superficielles est injectée dans la nappe :
Schéma général de l'alimentation en eau de Tanger (J.-P. THAUVIN, 1971)
Barrage →
Décantation
2/3 réseau de distribution
Traitement →
Station de reprise →
1/3 injecté dans la nappe
L’injection se fait dans une fissure ouverte protégée contre l’érosion et la pollution
1.2.3) Evolution des besoins :
La croissance démographique, le développement social, les activités urbaines, agricoles, industrielles
et récréatives exigent des volumes de plus en plus grands d'eau de qualité mais elles impliquent aussi, dans
la plupart des cas, des rejets polluants qui menacent les ressources en eau. L’évolution des besoins en eau est
donc liée d'une part à l'augmentation de la population, à l'augmentation du cheptel, aux périmètres irrigués, à
l’industrie. Et d'autre part à l'augmentation des besoins humains (liée à l'élévation du niveau de vie). Par
exemple, entre 1960 et 1980 les besoins de la ville de Tanger ont été multipliés par 3.
Evolution des Chiffres ONEP de 1972 à 2010
Production et Distribution d’eau
potable
Débit équipé
Production
Station de Traitement
Centres de distribution
Abonnés
Taux de branchement urbain
Taux d’accès rural
Assainissement Liquide
Stations d’épuration en cours
d’exploitation
Centres d’intervention en
assainissement
Population bénéficiaire
Données générales
Chiffre d’affaire
Investissement
Effectif
Unité
1972
2010
m3/seconde
Millions m3
Unité
Unité
Unité
%
%
3
80
9
61
65 000
50
-
51,6
901
69
574
1 468 818
93
91
Unité
-
41
Unité
-
79
Millions d’habitants
-
3
Millions de DH
Millions de DH
Unité
25
60
1537
3645
4017
7229
4
Hydrogéologie
Généralités
1.3) Propriétés de l'eau.
En hydrogéologie, on s’intéresse principalement aux écoulements naturels en milieux aquifères et
superficiels, il faut d'abord bien rappeler les propriétés physiques de l'eau dans les conditions dites
"normales" de température et de pression.
Les propriétés de l'eau dépendent des propriétés de l'eau pure et aussi des impuretés (sels dissous)
L’eau n’est pas la substance inerte à laquelle nous sommes habitués. C‘est un liquide très particulier,
aux propriétés physiques et chimiques très différentes des autres liquides, et particulièrement réactionnel.
L'eau pure est un liquide que l'on dit associé parce qu'il est constitué par la molécule d’eau (H2O), de groupe
de ces molécules, l’ion hydrogène (H+) et l’ion hydroxyle (OH-).
H2O est une molécule dipolaire : 2 atomes d'hydrogène et 1 atome d'oxygène. En général O16 et H1.
Electriquement neutre.
La dissymétrie de la molécule fait apparaître une attraction privilégiée et lui donne une tendance à
s’orienter dans un champ électrique.
1.3.1) Propriétés physiques et thermodynamiques.
L'eau est un liquide homogène (pur) dont les propriétés physiques sont pratiquement constantes.
 L'eau gonfle en gelant
 L'eau a une chaleur spécifique1 [E M 1 Θ 1] ou [L2 T 2 Θ 1] très élevée (1 Cal / g /°K)
−
−
−
−
Compressibilité :
A la température ordinaire, pour diminuer de 1% un volume d'eau, il faut exercer une pression de
250 bars. L'eau est un liquide qui est souvent considéré comme incompressible. Toutefois la compressibilité
de l'eau n'est pas négligeable pour l'étude des nappes profondes captives.
Le coefficient de compressibilité de l'eau β est défini par :
𝑑𝑉 1
𝛽=−
𝑉 𝑑𝑃
𝑑𝑉
Où
représente la variation relative du volume provoquée par la variation de pression dp (une
𝑉
variation positive de pression provoque une contraction de volume)
On a donc aussi :
𝑑𝑉
𝑑𝜌
=
= 𝛽. 𝑑𝑃
𝑉
𝜌
β permet d'exprimer, à température donnée, les variations de masse spécifique en fonction de la
pression.
Pour l'eau, à 20°C, β ≈ 4,6. 10-11 cm2/dynes
β: varie en fonction de la température.
Masse volumique :
La masse volumique ou spécifique d'un corps est la masse de l'unité de volume de ce corps (dans des
conditions précisées de température et de pression).
Masse
Notation usuelle :
 = Volume
-3
Dimensions: M.L
Pour l’eau, la masse spécifique prise à la pression atmosphérique est assez peu variable en fonction de la
température.
1
La chaleur spécifique (ou capacité calorifique), cw, est la propriété qui reflète le changement de température d'une substance suite à
une modification de sa teneur en énergie thermique. Elle est définie comme étant la quantité d'énergie thermique absorbée ou libérée
par masse unitaire par unité de changement de température.
5
Hydrogéologie
Généralités
Elle admet un maximum proche de 1 aux environs de 4°C.
t 0
4
20
30
40
50
60
70
80
90
100
 0,9999 1.0000 0,9982 0,9957 0,9922 0,9881 0,9832 0,9778 0,9718 0,9653 0,9585
La salinité doit avoir une importance plus grande
Viscosité :
Elle caractérise la résistance à l'écoulement.
 Viscosité dynamique :
C'est un coefficient de frottement qui est défini par la formule :
⃗
𝐹
𝑑𝑉
=µ
𝑆
𝑑𝑛⃗
F
S
: Force tangentielle unitaire exercée sur une plaque par un écoulement présentant un
gradient de vitesse selon la direction 𝑛⃗ (perpendiculaire à la plaque) égal à
⃗
𝑑𝑉
⃗
𝑑𝑛
- S.I. : le Poiseuille, Pl, 1Pl = 1kg/m/s= 1N/s/m2
- C.G.S. : le Poise Po : 1Po = 1g/cm/s= 1dyne s/cm2 = 10-1Pl
- Généralement µ[centpoise]
Pour l’eau, à 20°C µ = 1centipoise (10-3 N.s/m2)
La viscosité varie beaucoup avec la température comme le montre le tableau ci-dessous.
Unités :
θ
0
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
16
17
18
19
20
21
22

1
2
1.797
1,739
1,683
1,628
1,576
1,525
1,476
1,429
1,364
1.341
1.301
1,264
1,230
1.197
1,167
1.136
1.110
1.083
1.056
1,031
1,006
0.982
0,959
1,7921
1,7313
1,6728
1,6191
1,5674
1,5188
1.4728
1.4284
1.3860
1.3462
1,3077
1,2713
1,2363
1,2028
1,1709
1,1404
1,1111
1.0828
1,0559
1,0299
1,0050
0,981
0,9579
θ
23
24
25
26
27
28
29
30
35
40
45
50
55
60
65
70
75
80
85
90
95
100°
1
0,937
0,916
0,895
0.875
0,855
0,836
0,818
0,800
0,723
0,656
0,599
0,550
0,508
0,473
0,437
0,407
0,381
0,357
0,335
0,314
0,299
2
0,9256
0,9142
0,8937
0,8737
0,8545
0,836
0,818
0,8007
0,7225
0,656
0,5988
0,5494
0,5064
0,4668
0,4355
0,4061
0,3799
0,3565
0,3355
0,3165
0,2994
0,2838
Viscosité cinématique :
C'est le rapport de la viscosité dynamique à la masse spécifique. On la note par la lettre ν
1
2
J. DUCLAUX (1934)
HODGMAN (1951)
6
Hydrogéologie
Généralités
𝜇 𝑀𝐿−1 𝑇 −1
𝑀𝐿−2
ν=𝜌
= L2T-1
Systèmes S.I. et C.G.S. : le m2/s et le cm2/s ou Stokes
Unités :
Viscosité cinématique ν = 1.24. 10-6 m2/s à 12°C.
ν est employée dans de nombreuses applications. Par exemple dans le calcul du nombre de
𝑉.𝐷
Reynolds : (𝑅 = 𝜈 )
La viscosité cinématique d'un liquide est presque indépendante de la pression et est fonction de la
température. Pour l'eau :
t °C
0
5
10
15
20
Ν (m2/jour) 0,152 0,133 0,113 0,098 0,087
1.3.2) Tension superficielle.
La tension superficielle d'un liquide est mise en évidence par les observations de certains cas
particuliers où sa surface libre, à l'équilibre n'est pas horizontale (contradiction avec la statique des fluides)
La surface libre (interface eau-air) se comporte comme une membrane élastique tendue, attachée
tout au long de la ligne de raccordement à la paroi et c'est cette propriété qui est appelée tension
superficielle.
Air
Interface eau-air
Point de raccordement
Eau
La tension superficielle est définie comme étant la force exercée sur l'unité de longueur de cette
ligne.
Pour l'eau pure sous l'air 𝛾 = 72.75dynes/cm sous une pression de 1 atmosphère et à 20°C.
𝛾: diminue avec la température.
1.3.3) Effet de capillarité
Il intervient dans le sol, au dessus des nappes d'eau.
A. Interface liquide-solide
LG

Air
(gaz)
Lquide
 (goutte d'eau)
SG
Solide
⃗
A l'équilibre : ⃗⃗⃗⃗⃗
𝛾𝐿𝑆 + ⃗⃗⃗⃗⃗⃗
𝛾𝑆𝐺 + ⃗⃗⃗⃗⃗⃗
𝛾𝐿𝐺 = 0
Ou 𝛾𝐿𝑆 − 𝛾𝑆𝐿 + 𝛾𝐿𝐺 𝑐𝑜𝑠𝛼 = 0 ; 𝛼: angle de contact
𝜋
Si 𝛼 < 2 le liquide mouille la paroi (cas de l'eau),
𝜋
si 𝛼 > 2 le liquide est non mouillant (Mercure)
si 𝛼 = 0 mouillage parfait, si 𝛼 =𝜋 ∶ répulsion totale.
7

LS
Hydrogéologie
Généralités
B. Tube capillaire
Si l'on plonge verticalement quelques tubes fins de verre très propres dans une cuve contenant de
l'eau, on constate que l'eau monte dans les tubes. La hauteur d'ascension au dessus du niveau de la cuve est
d'autant plus élevée que le tube est plus fin. Par exemple pour un tube de 0,2 mm de diamètre, la hauteur
d'ascension est supérieure à 15 cm alors que pour un tube de 0,3 mm elle est d'environ 10 cm.
2r
h
Eau
L'eau monte d'une hauteur h, d'ascension capillaire.
2𝛾𝑐𝑜𝑠𝛼
Condition d'équilibre : 𝜌gh𝜋𝑟 2 = 𝛾cos𝛼. 2𝜋r ⟹ h = 𝜌𝑔𝑟
2𝛾
𝛼: proche de 0 : ℎ ≃ 𝜌𝑔𝑟
C. Pression capillaire
Equilibre des pressions :
Pa
Pe
(𝑃𝑎 − 𝑃𝑒 )𝜋𝑟 2 = 𝜌gh𝜋𝑟 2 ⟹ h =
𝑃𝑎 −𝑃𝑒
𝜌𝑔
2𝛾
= 𝜌𝑔𝑟 , Δ𝑃 = 𝑃𝑎 − 𝑃𝑒 =
2𝛾
𝑟
Dans ce tube l'eau est en dépression (C'est la pression capillaire par rapport à l'air)
1.3.4) Propriétés électriques
A. Ionisation.
L'eau a une constante diélectrique élevée (80), cela conditionne une grande activité de l'eau en tant
que solvant des composés ioniques (dispersion d'ions). Pour les composés organiques (dispersion des
molécules)
B. Conductibilité.
L'eau laisse passer le courant, On peut définir sa conductivité (ce qui caractérise sa conductibilité).
La conductivité de l'eau, ou son inverse la résistivité électrique est liée à la minéralisation (concentration et
nature). Sa mesure est un moyen important d'investigation et de classement des eaux souterraines. C'est l'un
des critères de potabilité [Siemens / cm].
Résistivité : [Ω.m] ou [Ω.cm].
La résistivité décroît lorsque la température s'élève. En général, les résultats sont ramenés à la
1
température standard : 18 ou 20°C par le terme de correction : 𝐴 = 1−𝐶(𝑡 −𝑡).
0
t0
t
: Température Standard (18°C).
: Température de la mesure.
8
Hydrogéologie
C
Généralités
: Constante : C = 0,021 à 0,022.
𝜌18° = 𝜌𝑡(0.604+0.022𝑡)=𝜌𝑡
𝐴
 Quelques valeurs de la résistivité des eaux :
Eau pure
Eau peu minéralisée
Eau de minéralisation moyenne
Eau très minéralisée
>20000
5000 - 10000
2000 - 4000
400 - 1000
𝑚𝑔
)
𝐿
La résistivité est liée au résidu sec par l'équation : 𝑅𝑠 (
=
0.72.106
𝜌
à 18°C.
 Remarque
Deux échantillons d'eau de même résistivité peuvent avoir des compositions chimiques différentes.
Il faut donc comparer entre elles des eaux provenant d'une même couche aquifère.
 Applications aux études hydrogéologiques :
Les variations de la résistivité pour une même couche aquifère ou une unité hydrologique sont
fonction de la concentration et de la nature des sels dissous. Or les sels dissous dans les eaux souterraines
proviennent principalement des substances minérales du sol et du sous-sol. On constate que la minéralisation
de l'eau présente une évolution de caractère autonome et constant liée à la vitesse réelle d'écoulement, donc à
la perméabilité, à la nature de la roche réservoir, à l'alimentation directe et indirecte.
Ces études doivent évidemment être conduites de pair avec les autres techniques de reconnaissance :
géologie, hydrogéologie locale, géochimie.
1.3.5) Température.
L'étude des températures des eaux souterraines mesurées à l'émergence (source) ou dans la couche
aquifère (puits) porte de précieux renseignements sur leurs origines et leurs écoulements. Les eaux durant
leur circulation tendent à se mettre en équilibre thermique avec les formations traversées. Le relevé
systématique des températures des eaux souterraines d'une unité hydrogéologique est un moyen de
prospection précieux et qui présente le grand intérêt de sa rapidité et de son coût modeste.
9
Hydrogéologie
Généralités
Plan type d'une étude hydrogéologique (Régionale)
* Définir la (es) nappe(es)
Rapports d'études
- Bibliographie (critiques)
Cartes
-Investigations sur le terrain (+Labo)
1. Définir la géométrie du réservoir
2. Caractéristiques hydrogéologiques de l'aquifère
3. Qualité de l'eau
-(Biblio)
Sismique
Couverture géophysique
électrique
[Forages]
Sondage
GEOLOGIE
Cartes
géologiques
Coupes
*Pompages d'essai : Interprétation [Hydraulique souterraine
-----> Perméabilité]
*Inventaire des points d'eau
*Analyses
chimiques
bactéréologiques
[Hydrologie]
---->
[Climatologie]
----> Carte piezo
[Hydrochimie]
Débits des cours d'eau
---> Pluviométrie
Ressources en eau : (gerer, controler l'évolution)
10
Synthèse, Interprétation
* Moyens
Hydrogéologie générale
Le cycle de l'eau
CHAP. II: LE CYCLE DE L'EAU.
2.1) Classification des eaux
2.1.1) Les eaux atmosphériques.
Tout ce qui concerne l'eau : liquide, solide ou gazeuse dans l'atmosphère. [13.1012 m3]
2.1.2. Les eaux superficielles.
Elles peuvent être sous forme solide ou liquide et elles peuvent soit s'écouler, soit être immobile. [1
399 125. 1012 m3]
Liquide
Solide
Ecoulement
Cours d'eau
Glaciers
Immobile
Lacs, étangs, mer
Neige, Névés
Domaine de L'hydrologie et l'océanographie.
2.1.3) Les eaux souterraines.
(Domaine de l'hydrogéologie) [9500. 1012 m3]
A. Les eaux météoriques
Elles proviennent de l'eau de pluie, de neige... et qui s'infiltrent dans la terre. Elles peuvent être fixes
ou s'écouler dans la zone saturée ou non saturée.
 Cas particuliers
i. Eau fossile
C'est l'eau entrée dans un aquifère à une époque géologique ancienne sous des conditions
climatiques et morphologiques différentes des conditions actuelles et conservées depuis.
ii. Eau connée
Eau piégée par un sédiment ou par un magma extrusif (qui sort) au stade de leurs
lithogenèses et qui conservée depuis par la roche aquifère dont elle a le même âge.
B. L'eau juvénile
C'est une eau souterraine d'origine interne profonde (volcanique ou magmatique) donc non
météorique. (Résulterait de la synthèse de l'O2 et l'H2).
C. Glace souterraine (Région très froide)
Formée par congélation de l'eau souterraine ou par enfouissement de neige (origine météorique) →
Zone de pergélisols.
2.2) Définitions d'un bassin versant.
Le comportement de l'eau sur le sol est lié à la topographie et à la géologie.
2.2.1) Bassin versant topographique - Bassin hydrogéologique.
A. Bassin versant topographique.
On appelle bassin versant topographique en un point la totalité de la zone de relief dans laquelle les
eaux s'écoulent et se rassemblent vers ce point unique qu'on appelle exutoire (section d'un cours d'eau). On
lui donne aussi le nom de bassin morphologique.
 Bassin versant hydrologique réel.
Une extension du bassin versant topographique tenant compte de l'incidence de la géologie sur
l'alimentation du cours d'eau.
11
Hydrogéologie générale
Le cycle de l'eau
Précipitations
Ligne de partage des eaux
Calcaire fissuré
Impe rm
éa ble (
A
B.V. hydrologique
rgil e)
Bassin.ersant. hydrologique (réel)
Bassin versant topographique
Bassin versant topographique
B. Bassin "versant" hydrogéologique.
Domaine aquifère simple ou complexe dans lequel les eaux souterraines s'écoulent vers un même
exutoire ou groupe d'exutoires, il est délimité par une ligne de partage des eaux souterraine. C'est
l'homologue souterrain du bassin versant pour les eaux de surface.
2.2.2) Caractéristiques d'un bassin versant.
A. Caractéristiques topographiques : (Cf. T.P.)
a. Indice de forme :
Un nombre qui donne une indication sur la forme du bassin versant pou pouvoir le comparer à
d'autres bassins versants.
Ex : Indice de compacité de GRAVILUS :
𝑃é𝑟𝑖𝑚è𝑡𝑟𝑒 𝑑𝑢 𝑏𝑎𝑠𝑠𝑖𝑛 𝑣𝑒𝑟𝑠𝑎𝑛𝑡:𝑃
𝐾 = 𝑃é𝑟𝑖𝑚è𝑡𝑟𝑒 𝑑′ 𝑢𝑛𝑐𝑒𝑟𝑐𝑙𝑒 𝑑𝑒 𝑠𝑢𝑟𝑓𝑎𝑐𝑒 𝑒𝑞𝑢𝑖𝑣𝑎𝑙𝑒𝑛𝑡𝑒∶𝐴 , K = 2
b. Courbe hypsométrique :
𝑃
,
√𝜋𝐴
Répartition d'une certaine donnée (caractéristique) en fonction de la surface.
100
Surface cumulées (%)
hmaxi
hi+1
hi
80
60
40
V
20
Si
500
600
700
800
900
Altitudes (m)
V : Volume montagneux
ℎ𝑚𝑜𝑦 = ℎ𝑚𝑖𝑛𝑖 +
hmini
ℎ𝑖 =
12
𝑉
𝑆𝑡𝑜𝑡
∑ 𝑆𝑖 ℎ𝑖
ℎ𝑖 + ℎ𝑖+1
⟹ ℎ𝑚𝑜𝑦 =
∑ 𝑆𝑖
2
Hydrogéologie générale
Le cycle de l'eau
c. Réseau hydrographique
C'est l'ensemble des canaux de drainage naturels permanents ou temporaires par où s’écoulent les
eaux provenant du ruissellement ou restituées par les nappes souterraines soit sous forme de sources soit par
restitution le long du lit du cours d’eau.
Zone à fort
ruissellement
Li g
ne
de p
a
int é rtage d
rie u es e
aux
re
Zone endoréique
Sortie
possible
Zone d'épandage
partiel
Zone d'épandage
Zone
d'emergence
Zone d'emergence
Zone pseudo
endoréique
Zone à faible ruissellement
Exutoire du bassin versant
d. Caractéristiques géologiques
La structure et la nature lithologique des formations (perméabilité) conditionnent l'infiltration.
Ex : les calcaires. (Causses)
e. Couverture végétale
Elle intervient au niveau de l’évapotranspiration (§ 2.3.2. C) et en ralentissant le ruissellement, se
place comme une condition indispensable pour luter contre l’érosion.
2.3. Les étapes du cycle de l'eau.
2.3.1) Les précipitations.
Elles constituent avec la température les éléments climatiques les plus importants dont dépendent
d'une manière étroite, non seulement la vie des animaux et des végétaux mais aussi l'économie générale des
zones habitables. Les problèmes des pays arides naissent principalement du déséquilibre entre les ressources
et les besoins en eau. Des régions pauvres en précipitation peuvent devenir fertiles et habitables à la suite des
travaux appropriés d'irrigation. L'importance des précipitations est telle que certains auteurs distinguent les
13
Hydrogéologie générale
Le cycle de l'eau
climats à partir de cet unique élément en considérant la moyenne de la lame d'eau moyenne annuelle
recueillie.
Classification :
< 12
12 -25
25 - 50
50 - 100
100 - 200
> 200
Climat désertique
Climat aride
Climat semi aride
Climat modérément humide
Climat humide
Climat excessivement humide
A. On mesure
1.La quantité d'eau recueillie (hauteur de précipitation)
2.La durée des précipitations et leurs nombres de jour
3.Nature des précipitations (pluie, grêle, neige).
4.l'intensité en mm/heure.
On appelle "hauteur de précipitation" l'épaisseur comptée suivant la verticale de la lame d'eau qui
s'accumulerait sur une surface horizontale. Si toutes les précipitations reçues par celle-ci s'y trouvaient
immobilisées.
L'instrument de mesure est le pluviomètre.
B. Calcul de la lame d'eau moyenne :
Deux méthodes principales sont utilisées :
a. Utilisation des isohyètes
Isohyète :
Courbe de la même hauteur pluviométrique
Hypothèse : La hauteur pluviométrique évolue linéairement entre pluviomètres voisins
La moyenne est calculée après avoir tracé les isohyètes.
𝑉
Hauteur de la lame d'eau moyenne : 𝑃𝑚 = 𝑆
𝑡𝑜𝑡
V peut être estimé par planimètrage de la courbe hypsométrique ou par la formule
d’approximation𝐴 = ∑ 𝑃𝑖 𝑆𝑖 . Avec 𝑆𝑖 : Aire du bassin versant comprise entre deux isohyètes, et 𝑃𝑖 : Valeur
moyenne de la hauteur pluviométrique entre ces deux isohyètes (moyenne arithmétique).
Cette méthode est laborieuse car elle nécessite le tracé des isohyètes pour chaque série de données
sur le bassin versant.
112
121
120
105
110
115
V
97
100
122
b. Méthodes des polygones de THIESSEN
Hypothèse : La hauteur pluviométrique
mesurée en une station est constante dans une
certaine zone d'influence de cette station,
construite par une méthode géométrique
(médiatrices). La surface de la zone d'influence
devient coefficient de pondération de la hauteur
pluviométrique ponctuelle.
∑ 𝑃𝑖 𝑆𝑖
𝑃𝑚𝑜𝑦 =
𝑆𝑡𝑜𝑡
S1
S2
14
Hydrogéologie générale
Le cycle de l'eau
Méthode rapide du fait du tracé définitif des polygones pour un bassin versant donné.
Ces différentes méthodes ont des précisions comparables. Elles dépendent surtout du nombre de stations et
de la qualité du planimètrage.
2.3.2) Les composantes de l'écoulement.
A. Le cycle de l'eau.
Les eaux atmosphériques ou météoriques suivent dans la nature un vaste cycle : Evaporation,
condensation, précipitation, ruissellement, infiltration et retour à le mer; Puis à nouveau ce circuit (cf.
schéma).
Dans ce cycle naturel l'homme est intervenu par sa consommation, ses besoins, ses industries, etc....
L'une des principales conséquences de cette intervention est la pollution.
B. Composantes de l'écoulement.
a. Analyse d'une averse d'intensité constante : Evolution de la répartition dans le temps. (D'après un
schéma de LINSLEY).
1. : Interception par la végétation, reprise ensuite par l'évaporation.
2.: Accumulation dans les dépressions du sol, ensuite évaporation ou infiltration.
3.: Recharge en humidité du sol : fraction qui pallie au déficit d'humidité du sol.
4.: Ecoulement souterrain : Lorsque le déficit est comblé, la percolation est possible,
alimentant ainsi l'écoulement dans les nappes.
5.: Ecoulement hypodermique : Partie des précipitations infiltrées qui ressort à l'air libre
après un cheminement plus ou moins long dans les couches superficielles du sol.
6.: Ruissellement : Ecoulement par gravité à la surface du sol qui aboutit au réseau
hydrographique.
7.: Précipitations : tombées directement sur les surfaces d'eau libres
3+4+5 représentent l'infiltration
4+5+6+7 représente le débit à l'exutoire à plus ou moins long terme.
Débit de base naturel : Part de écoulement total naturel qui est différée par rapport à l'écoulement
immédiat, sous l'effet régulateur de divers réservoirs naturels, notamment celui des aquifères à exutoire
compris dans le bassin versant. Il compose tout l'écoulement en période de tarissement. Il n'est perturbé par
aucune action humaine à la différence de l'écoulement de base observé et peut être déterminé par correction
de l'écoulement de base observé.
15
Hydrogéologie générale
Le cycle de l'eau
16
Hydrogéologie générale
Le cycle de l'eau
Niveau de la nappe
Niveau du cours d'eau
Niveau du cours d'eau
Cours d'eau influent : Débit de base négatif
(Région désertique).
Cours d'eau effluent : (drainant).
b. Facteurs influençant le ruissellement
i.
ii.
iii.
iv.
v.
Nature du sol, perméabilité.
Pente topographique
Rugosité du sol (couverture végétale)
Intensité et durée de la pluie.
Etat hydrique initial du sol
Coefficient de ruissellement : Rapport du ruissellement à la pluviométrie : (
R
).
P
0,9 pour des surfaces quasiment imperméables.
0,2 pour les surfaces habitées (jardins, pavillons, villas...)
0,05 (bois).
 Paramètres caractéristiques
Capacité de rétention de surface : Fraction de la hauteur pluviométrique (exprimée en mm) qui est
retenue dans les dépressions du sol.
Evaporation thermique : Tout ce qui concerne la transformation de l'eau en vapeur d'eau. On l'a
défini en hauteur d'eau.
Capacité d'infiltration (Infiltration potentielle) : Flux maximal d'eau pouvant s'infiltrer à travers
l'unité de surface du sol, considéré comme indexe d'une intensité de pluie n'entraînant pas le
ruissellement (en mm / heure).
f (mm/h)
f (mm/h)
f (mm/h)
Horton : 𝑓 = 𝑓𝑐 + 𝜇𝑒 −𝐾𝑡 :
─ f: Capacité d'infiltration.
𝑙𝑖𝑚𝑓
─ f c=
𝑡→∞
─ 𝜇 = 𝑓0 − 𝑓𝑐
f0 : Capacité d'infiltration à l'instant t = 0.
f dépend de plusieurs facteurs, entre autre :
Forte intensite de pluie
Même sol, mais cultivé
Sol nu
Temps
- La couverture végétale
Faible intens ité de pluie
Temps
- L'intensité de la pluie
17
Pente (%)
- La pente topographique
Hydrogéologie générale
Le cycle de l'eau
 Exemple
Pluie1 : intensité constante de 12 mm/h [1mm/5mn] pendant 30 minutes.
Pluie totale P =6 mm.
Pluie2 : intensité constante de 24 mm/h [2 mm/5mn] pendant 45 minutes.
Pluie totale P = 18 mm.
Sol n°1 :
Rs (rétention de surface)
Rs = 1 mm
f : capacité d'infiltration.
t (mn)
0
5
f (mm/h)
Sol n°2 :
t (mn)
3
15
1.2
20
0
0
Rs = 0 mm
0
f (mm/h)
10
5
48
10
24
15
24
20
12
25
6
30
35
3
0
Pour chaque ET =1 mm
Calculer la part du ruissellement et la part d'infiltration.
Pluie1 /Sol n°1
Pluie1 /Sol n°2
t (mn) Infiltration
mm/h mm
Ruissellement
mm/h mm
t (mn) Infiltration
Ruissellement
mm/h mm mm/h mm
RS
ET
5
5
ET
10
12
1
0
0
12
1
0
0
12
1
0
0
12
1
0
0
6
0.5
6
0.5
10
3
0.25 9
0.75
1.2
0.1
0.9
15
15
10.8
20
20
0
0
12
1
0
0
12
1
25
25
30
30
Pluie1
sol n°1
Sol n°2
Infiltration
0,35
6%
4,5
75%
Ruissellement
3,65
60%
0,5
8%
Infiltration
0,35
2%
7,75
43%
Pluie2
Ruissellement
15,65
87%
9,25
51%
C. Notion d'Evapotranspiration.
L’Evapotranspiration est très importante dans toute étude des ressources en eau, car elle intervient
dans tous les stades du cycle de l'eau.
Le terme évapotranspiration regroupe l'évaporation et la transpiration.
a. Evaporation
18
Hydrogéologie générale
Le cycle de l'eau
Phénomène physique de transformation de l'eau en vapeur se produisant à tous les stades du cycle de
l'eau et dépendant des paramètres suivants :
i. Pouvoir évaporant de l'atmosphère.
ii. Nature de la surface d'évaporation.
i. Pouvoir évaporant de l'atmosphère
Evaporation potentielle d'un bassin versant pour une période donnée (en mm d'eau) liée au déficit
hygrométrique de l'air lui même lié aux paramètres suivants :
- la Température
- la Pression atmosphérique
- la Salinité de l'eau
- le Régime des vents
 Déficit hygrométrique de l'air (déficit de saturation): dh  Fte  Fa
 Fte : Tension de vapeur saturante superficielle de l'air à la température : t e (tabulée)
Pression de vapeur saturante
 Fa : Tension de vapeur effective de l'air ambiant.
Fte
1
Fa
2
Déficit
hygrométrique
P
Température
1 : à température constante
2 : à pression constante
Le pouvoir évaporant de l'atmosphère est proportionnel au déficit hygrométrique.
ii. Nature de la surface d'évaporation :
Plusieurs cas : ça peut être :
 Surface d'eau libre : (Etendue, Profondeur)
 Sol : (Température du sol qui va avoir la plus grande importance, Granulométrie, Présence
éventuelle d'une nappe)
iii. Mesure du pouvoir évaporant
2 cas :
Soit : - surface d'eau libre
- surface du sol
Il y a des bacs d'évaporation
posés dans le sol
Enterrés
Au bout de chaque jour on relève le niveau d'eau évaporé
Évaporation réelle < évaporation mesurée
Evaporomètres : Une surface poreuse imbibée d'eau en contact avec l'atmosphère. On mesure la
variation de la quantité d'eau.
19
Hydrogéologie générale
Le cycle de l'eau
Tube d'évaporomètre
à pipe
(Alimentation)
Surface du sol
Sol
275 mm
Tube =
12,4 /14,8
Masse filtrante
Capsule de
buvard
pince
Lysimètre
Ex : Evaporomètre "piche"
Formules empiriques
Loi de Dalton : 𝐸 = 𝛼(𝐹𝑡𝑒 − 𝐹𝑎 )
𝛼: Coefficient déterminé d'une façon empirique.
b. Transpiration
Phénomène physiologique ou biologique de transformation de l'eau en vapeur par les êtres vivants
en particulier les végétaux. En plus des facteurs physiques communs à l'évaporation, elle dépend:
- de l'espèce végétale (feuillage, profondeur des racines)
- de l'âge
- de la saison
Sa mesure se fait à partir de Lysimètres sur lesquels on a planté la végétation à étudier.
Ex :
Pour le blé 2,3 à 2,8 mm/jour (Evapotranspiration)
Forêt de sapin entre 0,5 et 1m ?
c. Déficit d'écoulement.
i. Relation entre P, I et ET
ETP : Evapotranspiration potentielle : Evaporation qui existerait si les ressources en eau étaient
suffisantes à tout moment.
ETR : Evapotranspiration réelle : compte tenu des précipitations et de l'état hydrique du sol.
d = ETP-ETR : déficit agricole, il correspond au besoin en eau des plantes qui ne peut être satisfait
en fin de saison sèche.
P
ETP
ETR
Déficit
agricole
Infiltration
efficace
Recharge
du s tock
Recharge
du stock
Temps
Hiver
Printemps
Eté
Automne
Hiver
ii. Déficit d'écoulement
Défini pour un bassin versant et pour une année. C'est la différence entre la lame d'eau tombée et la
lame d'eau écoulée à l'exutoire.
D=P-Q
Météorologie :
→
P, ET
20
Hydrogéologie générale
Le cycle de l'eau
Morphologie (topographie) du bassin versant : →
Q
Nature géologique :
→
I
Couverture végétale :
→
(ETR)
Action de l'homme :
→
Q
D = P - Q = I + ETR à la limite D = ETR sur une période suffisamment longue, en régime établi :
D = ETR
d. Méthodes de l'estimation de l'évapotranspiration.
i. ETP
 Formule de Turc mensuelle.
𝐸TP = 0.40∗∗ (𝐼𝑔 + 50)
𝑡
50 − ℎ𝑟 ∗
(1 +
)
𝑡 + 15
70
ETP : en mm / mois. t : température mensuelle en °C.
50−ℎ
Remarques : *: Le coefficient : 1 + 70 𝑟 est utilisé seulement quand ℎ𝑟 < 50 %.
** : 0,40 : Constante à remplacer par 0,37 pour le mois de Février.
ℎ
𝐼𝑔 = 𝐼𝑔𝐴 (0.18 + 0.62 )
𝐻
𝐼𝑔𝐴 : Radiation globale théorique (abaque). H : Durée astronomique des jours dans le mois (abaque).
h: Durée mensuelle d'ensoleillement (mesurée)
Formule de THORNTHAITE
𝑡
ETP = K. 16(10 𝐼 )𝑎 en mm / mois.
t en °C
K : Coefficient d'ajustement mensuel
Jan.
0,73
Fev.
0,79
Mars
1,02
Avril
1,15
Mai
1,32
Juin
1,33
Juillet
1,33
Août
1,24
Sept.
1,05
Oct.
0,91
Nov.
0,75
Dec.
0,70
𝐼 = ∑ 𝑖𝑘 : Indice thermique annuel.
𝑡
𝑖𝑘 = (5)1.514 : Indice thermique mensuel.
1.6
𝑎 = 100 I + 0.5 : Constante.
ii. ETR
 Formule de Turc (annuelle)
𝑃
Une valeur annuelle de l'ETR. 𝐸TR =
2
√0.9+𝑃2
𝐿
P : Pluviométrie moyenne annuelle exprimée en mm
L = 300+25T+0,05T3
T : Température moyenne annuelle (°C)
 Méthode simple (ETP, P): Valeurs mensuelles.
ETR = ETP
ETR = P
si
si
P ≥ ETP
P < ETP
Approximation grossière.
 Bilan fluvio-evaporométrique de THORNTHAITE.
Principe : Le sol contient une réserve facilement utilisable (RFU) de valeur moyenne 100 mm.
En période humide (P ≥ ETP), ETR = ETP. Il y a un surplus P - ETR.
Dans un premier temps ce surplus comble le déficit hydrique du sol, c'est à dire la RFU.
Lorsque la RFU est complète, il reste un excédent (EXC) alimentant l'écoulement de surface et de
l'infiltration profonde.
En période sèche (P < ETP), ETR = P + P (RFU).
2 cas peuvent se produire.
i. La RFU est suffisante alors ETR = ETP, la RFU est réduite de la partie P (RFU)=ETP-P.
21
Hydrogéologie générale
Le cycle de l'eau
ii. La RFU est insuffisante ou nulle
P ≤ ETR ≤ ETP.
Apparition d'un déficit agricole DA = ETP - ETR.
Calcul du débit de l'écoulement de surface.
𝐸𝑋𝐶(𝑖)
𝑄(𝑖−1)
Débit pour le mois (i) 𝑄(i) = 2 + 2
D. Notions de mesure de l'écoulement de surface.


Hydrogramme : Courbe de variation dans le temps du débit d'un cours d'eau en un point donné.Q = f (t).
Principe de mesure :
i. Etalonnage : Etablir la variation du débit Q en fonction de la hauteur d’eau H Q = f(H)
ii. Observation Suivre la variation de la hauteur d’eau H dans le temps H = f(t)
H : Niveau (cote) au point d'observation. La mesure des hauteurs se fait par limnimétrie au moyen
des échelles graduées ou des limnigraphes.

Mesure des débits
Au déversoir
Au moulinet quand le courant est laminaire
Par dilution ou au flotteur.
2.4) Bilan des eaux
2.4.1) Echelle mondiale





2600 m
150 à 200 m
45 à 100 m
0,025 m
0,025 m
Océans :
Eaux souterraines :
Glaces :
Eaux superficielles :
Eaux atmosphériques :
2.4.2) Echelle du Maroc
Selon les saisons et surtout selon les régions.
̿ m3/an, dont 16 ont été économiquement
Ex : En 1974 les ressources en eau ont été évaluées à 25𝑀
mobilisables. Seuls 8 ont été mobilisés.
̿ m3 mobilisés en 2000?
12𝑀
1974
7,5
0,2
0,3
2000
Agriculture
10
Industrie
0.7
AEP :
1.3
̿ m3
Actuellement, les ressources en eau mobilisables sont estimées à 22𝑀
22
Hydrogéologie générale
Le cycle de l'eau
3
Bilan d'évaluation des ressources en eau du MAROC (Milliard de m )
2.4.3) Bilan d'une nappe ou d'une région
A. Définition
L'Etablissement d'un bilan consiste à faire le recensement des apports d'une part et des sorties (ou pertes) d'autre part, se
rapportant à une unité de volume nettement délimitée pour une période de référence bien déterminée.
But : Evaluation des ressources en eau d'une région pour suivre l'évolution.
Unité de volume :
Nappe, bassin versant
Période de référence :
Région
Pays
Année particulière
Moyenne d'année → bilan global (30 ans)
Averse
B. Termes du bilan
a. Apports
 Alimentation directe : (Pluviométrie) → "P"
 Alimentation indirecte : (Tous les apports extérieurs à l'unité de volume en question) → " q'"
(Sans tenir compte de la pluviométrie)
 Restitution (qr) : C'est le retour à l'unité de volume d'une partie des eaux
d'exploitation.
b. Sorties
 (QW) : Débit d'écoulement des eaux souterraines (à l'exutoire)
 (R) : Débit d'écoulement des eaux de surface (à l'exutoire)
 (ET) : Evapotranspiration réelle
 (q'') : Sorties vers d'autres unités de volume
 (qex) : Débit d'exploitation (prélèvement d'eau pour les besoins d'exploitation)
23
Hydrogéologie générale
Le cycle de l'eau
c. Variation des réserves

± dW : Variation des réserves sous formes solide ou liquide
Apports
Alimentation directe (Pluviométrie):
Alimentation indirecte
Restitution
Sorties
Qw
: Débit d'écoulement. des eaux souterraines
"
"
"
de surface
R
: Evapotranspiration réelle
ET
: Sortie vers d’autres unités de volume
q"
: Débit d'exploitation
qex
Variation de la réserve: ±dW
P
q'
qr
P
ET
q'
qex
Agglomération
q''
qr
R
Qw
C. Expressions du bilan
 Expression générale :
P + q' + qr = Qw + R +ET+ q" + qex ±dW
P = Qw + R +ET + (q" - q') + (qex - qr) ±dW
a. Bilan global naturel d'une région à long terme
 Le régime d'équilibre est atteint: les réserves ne varient plus: dW=0
 Qw + R = Q: Ecoulement total à l'exutoire.
 Apports et sorties sont inexistants
Q = P - ET
ET: Déficit d'écoulement
b. Bilan d'eau d'un bassin hydrologique
P = Q + ET ± ∆W
Avec ± ∆W = (q" - q') + (qex - qr) ±dW
Variation des réserves due aux facteurs naturels et à l'intervention de l'homme.
c. Bilan d'eau d'une couche aquifère.
 Le seul écoulement à l'exutoire est Qw
 +Iq: Infiltration des eaux de surface en dehors d'un événement pluvieux.
 -Qe: Émergence des eaux souterraines
 +Iw = P - (R + ET) : Infiltration efficace.
24
Hydrogéologie générale
Le cycle de l'eau
L'expression du bilan :
Iw + Iq + q' + qr = Qw + Qe +q" + qex ±dW
Iw = Qw + (qex - qr) + (q" - q’) + (Qe - Iq) ±dW
Ici ± dW correspond uniquement à la variation du volume d'eau contenu dans la couche aquifère.
Evaporation
Précipitation
Rétention de surface
Infiltration
Zone aérée
Mer
Ecoulement
Ruissellement
total
Zone saturée
Ecoulement de base
25
Hydrogéologie générale
L'eau et le réservoir
CHAP. III : L'EAU ET LE RESERVOIR
3.1) Etude statique
Généralités : Le sol est constitué de 3 phases : solide, liquide et gaz.
On appellera réservoir aquifère : un milieu poreux dont les pores sont susceptibles de contenir de
l'eau.
Granulométrie : Etude de la fréquence de distribution de la dimension des grains.
Porosité : Pourcentage des vides qu'il y a dans le sol.
Surface spécifique : C'est la surface développée des grains solides par unité de poids
Charge électrique : Caractéristique essentielle des sols argileux.
3.1.1 Grandeurs physiques caractérisant les sols
On va considérer 3 types de solide :
 Les matériaux compacts (roches)
 Les matériaux granulaires (sable, gravier...)
 Les matériaux à structure fine (type argileux)
A. Analyse granulométrique
C'est la recherche de la distribution des dimensions des particules séparables d'un sol. Elle s'effectue
de deux façons différentes
a.
Tamisage mécanique
Lorsque la dimension des particules est supérieure ou égale à 50 µ (0,05 mm).
 Tamisât : Partie de l'échantillon passé à travers un tamis.
 Refus : Partie complémentaire
 Courbe granulométrique : Représentation graphique de l'analyse granulométrique
En abscisse logarithmique : Dimension des particules (dy) ou des tamis.
En ordonnée arithmétique : Tamisât cumulé ayant une dimension supérieure à dy ou (inférieure)
Silt
Sables
Fin
M oy .
Gro ssier
Graviers
Poids cumulés en %
1 00
90
80
70
60
50
40
30
20
10
0,01
0,10
d60 = 0, 49
26
d10 = 0, 11
 des grains en mm
Hydrogéologie générale
L'eau et le réservoir
Classification du U.S. Department of Agriculture
0.002
Argile
0.05
0.1
0.25 0.5
Très
Fin
Moy
fin
Limon
1.0
2.0
Très
gross ier
Gravier
Sable
Sable
Argile
Limon
Gravier
Fin
0.002
Gros sier
0.02
0.2
2.0
Classification de la Société Internationale de Sciences du sol
100
10
90
nd
po
20
70
80
limon
limon fin
limon s ableux
s able
s able limoneux
10
limon
ultra fin
40
30
06
50
80
90
0
10
70
n
limon s ableux
argileux
60
o
Lim
limon
argileux
n
al e
argile
s ableus e
20
90
10
0
na
rgi
le
é ra
le
50
argile
limoneuse
limon fin
argileux
dé r
urc
ent
age
40
60
pon
Po
age
ent
urc
30
Argile
50
40
30
70
Po
20
80
10
Pourcentage pondéral en sable
Triangle textural montrant les pourcentages d'argile (< 0.002 mm), de limon
(0.002 - 0.05 mm) et de sable (0.05 - 2.0 mm) dans les classes fondamentales de texture du sol
%
100
% des particules < d
80
s ol argileux
60
s ol limoneux
s ol s ableux
40
20
0
0.001
0.01
0.1
Diamètre des particules (d)
1
10 mm
Schéma de distribution de la taille des particules dans trois types de sol.
Pour caractériser cette courbe, Il existe un coefficient qui s'appelle "coefficient d'uniformité de
HAZEN : Cu = d60 /d10 (Ici Cu = 4,45)
 Cu < 2 : granulométrie uniforme ou serrée.
 Cu > 2 : Granulométrie étalée ou étendue.
b. Sédimentométrie
Pour les particules fines : Φ≤ 50 µ. Après dispersion de l'échantillon de sol dans une suspension
aqueuse, on mesure la vitesse de sédimentation des particules.
D'après la loi de Stockes, la vitesse limite d'une particule sphérique qui tombe sous l'influence de la
gravité dans un fluide de densité et de viscosité données est proportionnelle au carré de son rayon.
2 𝑟2𝑔
𝑢=9
𝜈
(𝜌𝑠 − 𝜌𝑓 )
27
Hydrogéologie générale
L'eau et le réservoir
Où u est la vitesse de sédimentation, r le rayon de la particule, 𝜈 la viscosité de fluide, g l'accélération
de la pesanteur, 𝜌𝑠 et 𝜌𝑓 les densités des particules et du fluide respectivement.
B. Poids spécifique d'un sol
Définition
𝜌=
[g/cm3] ou en T/m3 : Masse volumique ou spécifique
𝛾 = 𝜌g : Poids spécifique [N/m3] : normalement, mais généralement (souvent) en g/cm3 ou en T/m3.
En Hydrogéologie, plusieurs types de poids spécifiques selon l'humidité et la teneur en eau :
𝑀𝑎𝑠𝑠𝑒
𝑉𝑜𝑙𝑢𝑚𝑒
Schématiquement
Relations
volumiques
Relations
mas siques
Va
Air
Wa0
Vw
Eau
Ww
Vv
V
W : Poids, V : Volume
Indices : - w : eau
- a : air
- s : grains solides
- v : vides
W
Vs
Solide
Ws
𝑊
𝑉
𝑊𝑠
𝛾𝑑 = 𝑉
𝑊
𝛾𝑠𝑎𝑡 = 𝑉𝑠𝑎𝑡
𝑊
𝛾𝑠 = 𝑠 (2,6
𝑉𝑠
𝛾 ′ = 𝛾𝑠𝑎𝑡 − 𝛾𝑤
𝛾ℎ =
Poids spécifique apparent (humide)
Poids spécifique sec
Poids spécifique saturé : (𝑉𝑣 = 𝑉𝑤 )
Poids spécifique des grains
Poids spécifique immergé
𝛾
Densité : 𝑑 = 𝛾 (sans dimension)
≤ 𝛾𝑠 ≤ 2,7), 𝛾𝑤 = 1 g / cm3
𝑤
C. Porosité et indice des vides
 Porosité :
𝑛=
 Indice des vides :
𝑒=
𝑉𝑣
𝑉
𝑉𝑣
𝑉𝑠
=
𝑉𝑎 +𝑉𝑤
𝑉
<1
D. Teneur en eau et degré de saturation
 (Teneur en eau) :
𝑤=
 Degré de saturation :
𝑆𝑟 =
𝑉𝑤
𝑉𝑣
𝑊𝑤
𝑊𝑠
𝑆𝑟 = 0, Le sol est sec. 𝑆𝑟 = 1, Le sol est saturé
 𝑤𝑠𝑎𝑡 : Teneur en eau à saturation.
E. Relations entre les différents paramètres : (cf. TD)
F. Surface spécifique.
La surface spécifique d'un sol peut être définie comme la surface totale des particules par unité de
masse (𝑎𝑚 ), ou par unité de volume des particules (𝑎𝑣 ) ou par unité de volume de sol sec (𝑎𝑏 )
𝑎𝑚 =
𝐴𝑠
𝑀𝑠
,
𝑎𝑣 =
𝐴𝑠
𝑉𝑡
,
𝑎𝑏 =
𝐴𝑠
𝑉𝑠
Où 𝐴𝑠 est la surface totale d'une masse de particules 𝑀𝑠 , ayant un volume 𝑉𝑠 et comprise dans un
volume apparent 𝑉𝑡 du sol.
Exemple :
Pour une sphère de diamètre d, le rapport de la surface au volume donne :
28
Hydrogéologie générale
L'eau et le réservoir
𝜋𝑑 2
6
𝑎𝑣 =
=
3
𝜋𝑑 /6 𝑑
et le rapport de surface à la masse est :
𝑎𝑚 =
6
𝜌𝑠 𝑑
Pour des particules ayant un poids spécifique 𝜌𝑠 d'environ 2.65g/𝑐𝑚3 on trouve approximativement :
𝑎𝑚 =
2.3
𝑑
Pour un cube de côté L, le rapport de la surface au volume est :
𝐿2 6
𝑎𝑣 = 3 =
𝐿
𝐿
et le rapport de surface à la masse devient :
𝑎𝑚 =
6
𝜌𝑠 𝐿
Les expressions pour des particules de dimensions à peu près égales, telles que la plupart des grains de
sables et de limon, sont donc semblables et la connaissance de la distribution de la taille des particules
nous permet de calculer la surface spécifique approximative par l'équation de la sommation :
avec : 6/𝜌𝑠 ≈ 2.3
6 ∑ 𝑑𝑖2
𝑎𝑚 =
𝜌𝑠 ∑ 𝑑𝑖3
Considérons maintenant une particule aplatie. Pour les besoins de la démonstration, nous pouvons
supposer que notre plaquette est carrée, ayant une longueur L de côté et une épaisseur l. Le rapport
surface-volume s'écrit :
2𝐿2 + 4𝐿𝑙
𝑎𝑣 =
𝐿2 𝑙
et le rapport surface-masse :
2(𝐿 + 2𝑙
𝑎𝑚 =
𝜌𝑠 𝐿𝑙
Si la plaquette est très fine en sorte que son épaisseur 𝑙 est négligeable en comparaison de sa
dimension principale L et si 𝜌𝑠 = 2.65g/𝑐𝑚3 , alors :
2
0.75 2
𝑎𝑚 ≈
≈
𝑐𝑚 /g
𝜌𝑠 𝑙
𝑙
Donc, la surface spécifique d'une argile peut être estimée si l'épaisseur des plaquettes est connue. Par
exemple, l'épaisseur d'une plaquette d'une montmorillonite tout à fait dispersée est d'environ 10 Å ou
10-7 cm. Par conséquent, 𝑎𝑚 ≈ 0,075/10-7 ou 750 m2/g, ce qui est très proche des valeurs mesurées
expérimentalement.
3.1.2 Classification de la porosité
A. Selon la taille des pores
On distingue :
 La macroporosité (porosité à grande échelle) : quand le diamètre des pores est supérieur
à 2,5 mm
 La porosité de capillaire (0,1 µ < d < 2,5 µ)
 La microporosité (d < 0,1 µ).
 Pour les matériaux argileux, on parle aussi de la porosité colloïdale.
B. Selon l'origine.
Cette classification consiste à mettre en opposition :
 Porosité primaire : Au moment de la genèse de la roche
 Porosité secondaire : Après la formation de la roche.
29
Hydrogéologie générale
L'eau et le réservoir
C. Selon le type.
 Porosité ouverte : Les pores sont en communication entre eux
 Porosité fermée : Les pores ne sont pas reliés entre eux.
D. Porosité d'interstices.
C'est la porosité qui existe dans les interstices d'une roche. On distingue plusieurs types:
 Porosité double : Les éléments du sol sont eux même poreux et les vides constituent une
porosité double.
 Porosité réduite : Quand les pores sont réduits par un dépôt de matière.
 Porosité restreinte : Porosité à une restriction déterminée.
E. Porosité de fissures.
Elle correspond aux joints de stratification, diaclases, fissures, failles, microfailles, etc. ...
La porosité d'interstice est ± homogène, celle des fissures a des directions privilégiées
F. Remarques.
Pas de relation directe entre la granulométrie et la porosité (il ne suffit pas de connaître la
granulométrie pour connaître la porosité). La porosité est liée la granulométrie et à l'arrangement des
grains.
Cas théoriques : Pour des grains parfaitement sphériques, Le volume des vides va être différent selon
l’arrangement
Arrangement rhomboédrique : n = 26%
Arrangement cubique : n = 47%
G. Détermination de la porosité.
 Directement en faisant des mesures différentielles de poids (Variation du poids spécifique en
fonction de la teneur en eau : Cf. TD)
 Indirectement : Sonde à neutron, TDR. ...
Quelques ordres de grandeur
- Graviers :
- Argiles :
- Calcaires :
- Granite :
- Basalte :
- Vases récentes :
25 à 40 %
40 à 50 %
0,5 à 17 %
0,02 à 1,5 %
0,1 à 2,9 %
80 à 90 %
3.1.3 Le sol examiné dans le sens vertical
A. Les types d'eau.
L'eau qui se trouve dans le sol est soumise à plusieurs types d'attraction :
 Attraction réciproque (entre les molécules d'eau)
 Attraction moléculaire : par les particules solides (du sol) : concerne l'eau qui va être fixée sur
les particules solides
 Pesanteur
 La tension de vapeur d'eau liée au phénomène d'évaporation
Selon la prédominance de l’un ou l’autre type d’attraction, on distingue plusieurs types d'eau
30
Hydrogéologie générale
L'eau et le réservoir
a. L'eau en phase vapeur : Dans le sol non saturé. Les vides contiennent de l'air qui est en général
saturé en eau sauf à la surface du sol ou le phénomène d'évaporation se produit.
b. l'eau de rétention : toute eau maintenue dans les vides du milieu poreux par des liaisons
physiques et non mobilisables par gravité (la pesanteur a une action moins forte que les autres
actions) : On ne peut pas l'extraire par drainage. C'est une eau qui ne peut pas se mouvoir, elle
restera toujours collée au sol. On l'appellera aussi l'eau liée. Dans ce type, on distingue plusieurs
classifications :
i. Eau adsorbée : L'eau fixée par attraction moléculaire aux parois d'un milieu poreux
(L'adsorption). Elle est soumise à une attraction très forte, mais à des distances très courtes
(≈ 0,1 µ). Non mobilisable par centrifugation.
ii. Eau pelliculaire : Même définition que (i), mais les forces d'attraction sont moins fortes
que dans le cas de l'eau adsorbée : Peut être extraite par centrifugation (forme une couche
de l'ordre de 1 µ autour de la particule du sol).
W%
Adsorbée
pelliculaire
Sable
0,2 - 0,5
1-2
Argile
15 - 20
30 -50
iii. Eau dite de tension superficielle : On l'appelle aussi eau capillaire suspendue; ou eau
capillaire isolée. C'est l'eau maintenue dans un milieu poreux au dessus d'une surface libre
sous l'effet des forces capillaires (forces de tension superficielles). Elle est donc soumise à
une pression inférieure à la pression atmosphérique
Négative (<0)
Pression atmosphérique : 0
Tension ou succion
Positive (> 0)
Pression
On distingue :


Type angulaire :
Type pendulaire :
L'eau qui relie les points de contact
de
Ea unti on
e
t
ré
Eau de tension superficielle
Particule
solide
Eau adsorbée
Eau pelliculaire
31
Hydrogéologie générale
L'eau et le réservoir
c. Eau capillaire contenu ou soutenue. : C’est une eau soumise à une pression inférieure à la
pression atmosphérique, mais on ne peut plus la considérer comme eau de rétention parce qu'elle
suit le mouvement de la nappe : Frange capillaire.
d. Eau gravitaire : Eau souterraine sur laquelle la gravité à une action prépondérante
(mobilisable par gravité, par drainage).
B. Pression - Potentiel hydraulique.
a. Rappel de la loi de BERNOUILLI
𝑉2
𝑃
En mécanique des fluides, la quantité : 𝜑 = z + 𝛾 + 2𝑔 est constante suivant une ligne de courant
𝑤
(si elle était parfaite)
𝑉2
Dans le sol l'écoulement de l'eau est très lent, donc
est négligeable.
2𝑔
𝑃
𝜑 =z+
𝛾𝑤
b. Potentiel de l'eau dans le sol




Attraction moléculaire de la part des particules solides.
Gravité
Pression
Effet osmotique (mouvement du à la variation de la concentration du sel dans l'eau) : C1 >
C2 : Déplacement de l'eau de C1 vers C2
 De même pour la température et on perlera de l'effet thermique et éventuellement électrique.
c. Potentiel de gravité
M
z
M
z
M
z
M
z
zM : Potentiel de gravité. En général, on prend comme référence le 0 topographique ou le
niveau du substratum imperméable.
G (M)  z M : Sous forme de hauteur [m]
G (M)  z M . w .g : Sous forme de pression. [Bar]
a. Potentiel de pression
Par rapport à la pression atmosphérique, on distingue deux cas :
i. Pression positive
Poids de la colonne d'eau (surface unitaire) située en dessus de ce point.
32
Hydrogéologie générale
L'eau et le réservoir
Surface libre : C'est l'ensemble des points ou la pression est égale à la pression
atmosphérique C’est la surface qui sépare les pressions négatives (< Pa) et les pressions positives (>
Pa). C’est la surface où la pression est égale à la pression atmosphérique (P = 0).
z
Eau capillaire (Frange)
Surface libre
hM
M
zM
 P (M)  h M . w .g [Bar]
 P (M)  h M [m] : Qu'on pourra mesurer à l'aide d'un piézomètre.
ii. Pression Négative :
M
z
hM
Eau capillaire (Frange)
Surface libre
zM
Pour un tube capillaire : h M 
2
gr
Pour le sol, c'est la même chose : h M 
2  cos  '
 w gr '
 ' : Angle de contact entre l'eau et le sol.
r ' : Rayon moyen fictif des pores du sol.
PM  h M . w .g si h M est exprimée positivement
La relation : h M   (Teneur en eau volumique) est une caractéristique pour chaque sol.
b. Potentiel hydraulique
(M)  h M  z M : [m]
(M)  (h M  z M ). w : [Bar]
A. Les différentes zones d'une nappe libre superficielle à l'équilibre statique.
33
Hydrogéologie générale
L'eau et le réservoir
Surface du sol
Surface de la nappe
Eau capillaire
soutenue
Zone saturée
Surface libre
Eau
gravitaire
- 0
+
0
Press ion
10 20
Teneur en
eau
30 (%)
Zone
d'évaporation
Ea u pe l l i c ul a i r e e t a d s orb ée
Zone non
saturée
air
vapeur d'eau
Frange
capillaire
Nappe
0
50
100 Sr (%)
Degré de s aturation
3.1.4) Porosité efficace
On laisse égoutter un échantillon du sol saturé et on mesure le volume d'eau recueillie en
fonction du temps, ce qui donne la capacité de rétention.
À l'opposition on parlera de la capacité de libre écoulement.
V → Ve : égouttage.
Ve
: Porosité efficace ou capacité de libre écoulement. Facteur très important pour
V
l'estimation des ressources en eau. La capacité de rétention est le complémentaire : n 0  ne
ne 
Variation de la porosité en fonction du temps
n : Porosité totale
n0 :Porosité ouverte
nf : Porosité fermé
ns : Capacité de rétention
ne : Poros ité efficace
Quelques ordres de grandeurs
graviers
25%
sables fins
10%
argiles
< 2%
3.2) Hydrodynamique des milieux poreux.
34
Hydrogéologie générale
L'eau et le réservoir
Homogénéité : un milieu poreux est homogène s'il présente en tout point et pour chaque
direction les mêmes propriétés. Si ces propriétés sont les mêmes dans toutes les directions, on dit
qu'il est isotrope.
3.2.1) Loi de DARCY.
a. Rappel de mécanique des fluides :
P V2
 z

 Cste Le long d'un filet liquide
 w 2g

Ligne de charge
V2
2g
Ligne piézométrique
P
w
z
(Cours d'eau)
s (abscisse curviligne)
En milieux poreux :
V2
est négligeable.
2g
Pour qu'il y ait écoulement de 1 vers  2 , il faut que : 1 >  2
b. Expérience de DARCY :
L
S
H1
H2
z=0
V
H  H2
Q
 K. 1
S
L
 V : Vitesse de décharge
 K : coefficient de perméabilité
H1  H 2
: Gradient hydraulique
L
c. Vitesse de décharge.
 i
VR 
VDARCY
: Approche de la composante verticale du vecteur vitesse.
n
35
Hydrogéologie générale
L'eau et le réservoir
Analogie à un écoulement de Poiseuille. On peut assimiler l'écoulement de l'eau dans un
milieu poreux à l'écoulement dans une série de tubes fins de diamètres différents.
V
d. Gradient hydraulique
i
H1  H 2
L
Loi de DARCY : V  K.i
 L : Longueur d'écoulement et H1  H 2 : Perte de charge proportionnelle à L.
 i
dh
: Valeur ponctuelle du gradient hydraulique. C'est la pente de la nappe libre.
dl
e. Limites de validité
La loi de DARCY n'est pas valable quand la vitesse de l'eau devient élevée. Plus le sol est
constitué d'éléments gros plus la déviation est grande.
V
Déviation de la courbe
i
 Ecoulement laminaire (Nombre de Reynolds critique pour les sols : 1 < Re < 10)
 Homogénéité et isotropie.
 Fluide unique
 Vitesse suffisante dans les matériaux qui présentent une activité superficielle
importante (Argiles)
3.2.2) Le coefficient de perméabilité.
C'est le coefficient de proportionnalité entre la vitesse de décharge et le gradient
hydraulique.
V = K.i
A. En zone saturée.
a. Expression de K en zone saturée
K est exprimée en [L.T-1].Généralement en m/s, quelques fois en cm/s
36
Hydrogéologie générale
L'eau et le réservoir
Coefficient de perméabilité : C'est le paramètre mesurant la perméabilité d'un corps c'est à
dire l'aptitude à se laisser traverser par un fluide sous l'effet d'un gradient de potentiel, assimilé à un
milieu continu et isotrope vis à vis d'un fluide homogène déterminé de densité et de viscosité
cinématique constantes, notamment celles de l'eau.
Différence entre k et K.
La perméabilité intrinsèque (k) caractérise le milieu poreux isotrope vis à vis d'un fluide
homogène (défini par  et  ).

Kk

 : Poids spécifique du fluide
 : Sa viscosité dynamique.
k [L2] : On l'exprime en cm2 ou en (DARCY: da)
1da = 9,81.10-9 cm2

K 20 C  K  C .  C
 20 C
10 -1
10 -2
10 -3
10 -4
10 -5
10 -6
10 -7
100 m/j
10 m/j
1 m/j
0,1 m/j
10 -8
10 -9
10 -10 10 -11
K (cm/s )
Soit environ :
Perméabilité
Perméable
Semi-perméable
Types de sols Graviers sans sable Sable avec gravier
ni éléments fins
Sable très fin
Limon grossier
à limon argileux
sable grossier à
sable fin
Imperméable
Argile limoneuse
à argile homogène
Tourbes
Poss ibilités
de drainage
Excellentes
M oyennes
à faibles
Bonnes
Faibles
à nulles
Ordre de grandeur de la conductivité hydraulique dans divers sols
(Application au drainage)
Il y a des formules d'approximation en fonction des caractéristiques structurales des sols.
 KOZENY-KARMAN.
n3
k 2
ca (1  n)2
Ou
K  Cs
 w e3 1
 1  e s2
Avec : n : Porosité, e : Indice des vides, Cs : Coefficient de forme et s : Surface
spécifique.
La relation de Kozeny-Carman est valable surtout pour les graviers.
 ALLEN-HAZEN :
2
K(cm / s)  100d10
d10 en cm : Valable dans le cas des sables.
b. Perméabilité équivalente.
37
Hydrogéologie générale
L'eau et le réservoir
e1
K1
ei
Ki
en
Kn
E : épaisseur totale
ei : Epaisseur de la couche i
Ki : Perméabilité de la couche i
Selon le sens de l'écoulement, la perméabilité change.
i. Perméabilité verticale.
Dans chaque couche, on peut appliquer la loi de DARCY : Q  KS
Dans la couche i :
Q
H
Qi
H
 Kv .
 K i i , H i : Perte de charge dans la couche i
S
E
Si
ei
Q
 Hi 
 Kv .
S
 ei
ei Q i
.
Ki S
Hi 
Q
H
 Hi
 Kv.  Kv.
S
E
 ei
H   H i et E   ei
Q  Q i , i
H
L
ei Qi
ei
.

Ki S
Ki
Q
 .K v .
S
 ei
 ei
K v .
e
e
K
Kv 
i
i
i
ii. Perméabilité horizontale.
Débit unitaire (Par unité de largeur) : q i 
qh  K h .E.
H
q   qi
L h
Q
, S i  l.ei
l
H  Hi
i
H
Kh 
qh

H
E.
L
 K .e . L
q 
H
H
e L e . L
i
i
i
i
i
Kh 
 K .e
e
i
i
iii. Anisotropie :
38
i
q i  K i .ei .
Hi
L
Hydrogéologie générale
C'est le rapport :
L'eau et le réservoir
Kh
Kv
B. Mesure de la perméabilité en zone saturée
a. En laboratoire
2 types d’essai possibles
i. à charge constante
H = h1 - h 2
Longueur de l'écoulement : L
Surface de l'écoulement : S
Q = V/t
Débit d'écoulement:
On attend le régime permanent, quand il est atteint on mesure Q  K..S
H
QL
et K 
L
SH
ii. à charge variable
Pour les sols de faibles perméabilités (argiles)
 t  t1  t 2
Tube de
faible section : s
q  s.v
h
v  
dh
dt
 q  s
La loi de DARCY donne : q  K.S
h
dh
 s
et
L
dt
h0 dh
dh
K.S
 
dt  

h1 h
dh
Ls
h
KS
Ln 1  
(t  t 0 )
h0
Ls 1
h
L
D'où : K.S
Longueur de
l'écoulement : L
Surface de
l'écoulement : S
K  2.3
h
sL
lg 0
S(t1  t 0 ) h1
Inconvénients
39

t0
t1
dt
dh
dt
Hydrogéologie générale
L'eau et le réservoir
-
Les méthodes de mesure en laboratoire ne donnent que des valeurs ponctuelles.
-
Remaniement des sols
b. In situ
3 types de méthode
i. i) Pompage d’essai
K est déterminée par interprétation de la courbe des rabattements de la nappe en fonction du
temps et d’autres paramètres comme le débit (Q) et la distance du point de mesure au lieu de
pompage.
Il existe différentes méthodes selon les types de nappes. (Hydraulique du puits)
La perméabilité mesurée correspond à une moyenne sur la partie de la nappe sollicitée.
ii. Injection
-
Essai Lefranc : injection d’eau dans une cavité de forme connue c’est essai intéresse un
volume relativement restreint, mais intègre les différentes directions.
-
Essai Lugeon : injection d’eau sous pression constante.
iii. Micromoulinet
Mesure la variation de la vitesse de l’eau dans un forage traversant un aquifère multicouche.
iv. Mesure de la vitesse – les traceurs
-
Substances chimiques solubles (chlorure, bichromate de potassium)
-
Substances colorantes (fluorescéine, bleu de méthylène)
-
Les traceurs radioactifs
-
Les isotopes
C. La perméabilité en zone non saturée
a. Expression
L’eau ne circule plus sous l’effet de la gravité. Les autres champs de forces prennent plus
d’importance : pression (succion), température forces de tension superficielles.
La perméabilité dépend principalement de la teneur en eau volumique  .
La courbe K( ) est une caractéristique pour chaque sol
b. Mesure
Elle ne peut se faire directement
Pour l’instant on le détermine par interprétation des paramètres de la loi d’écoulement en
milieu non saturée.
40
Hydrogéologie générale
L'eau et le réservoir
3.2.3) Généralisation de la loi de DARCY. Lois d'écoulement
A. Equations de l'Hydraulique générale
a. Equation du mouvement
Application du principe général de la mécanique ( F  m   ). Elle exprime
l'équilibre des systèmes. Ici un fluide visqueux ( ,  ) s'écoulant dans un milieu
homogène et poreux (n).
i. Recensement des forces

Forces de volume :
Fg (force de pesanteur)

Forces de pression :
Fp

Forces de frottement : F (force de viscosité)
ii. Accélération des particules fluides
dV V


 V  gradV
dt
t
b. Equation de continuité
Principe de la conservation de la masse : "L'augmentation de la masse
fluide à l'intérieur du volume élémentaire représentatif (VER) est égale à la
différence entre ce qui entre par certaines faces et ce qui sort par d'autres".
i. Bilan de ce qui entre et sort par certaines faces.
B
F
A
D
H
dy
dz
E
C
dx
G
Face ABCD (surface dy dz) : il entre Vx  dy  dz  dt
Face EFGH (surface dy dz) : il sort
 (Vx )
[Vx  d(Vx )]  dy  dz  dt  [Vx  (
 dx)]dy  dz  dt
x
Bilan : 
 (Vx )
 (Vx )
 dx  dy  dz  dt  
 dt
x
x
Même chose pour Oy et Oz : 
 (Vy )
y
C'est à dire : div(V)  dt
41
 dt et 
 (Vz )
 dt
z
Hydrogéologie générale
L'eau et le réservoir
ii. Variation de la masse à l'intérieur du Volume dx  dy  dz
A l'origine la masse contenue dans le VER est : n(  dxdydz) . Pendant dt sa
 (n  dxdydz)
dt
variation est :
t
Hypothèse : La compression du terrain ne s'exerce que dans le sens
vertical sous la forme d'un réarrangement des particules solides.
 (n  dxdydz)
 P
dt  n[  ]
t
n t
Bilan : div(V)  n( 
 P
)
: Equation de continuité.
n t
Avec :  : coefficient de compressibilité de l'eau,  : coefficient de
compressibilité du sol et P : Pression de l'eau dans les pores.
c. Equation d'état.
Hypothèse : Ecoulement isotherme et champ de variation de la pression
relativement restreint :   P
B. Loi d'écoulement en régime permanent (zone saturée)
a. Généralisation de la loi de Darcy.
On se place dans le cas d'un milieu anisotrope présentant en tout points
les mêmes directions principales d'anisotropie qu'on prend comme repère de
référence Oxyz (Oz: axe vertical).
On considère un VER dxdydz de volume unitaire et on fait le bilan des
forces auxquelles le fluide qu'il contient est soumis et qui sont :
 Des forces motrices. (pesanteur, pression)
 Des forces résistantes (frottement visqueux)
On néglige les forces d'inertie (vitesse lente, accélération nulle)
Force de pesanteur
0
0
ng
 ng.gradz
Force de pression motrice
42
(gradz 
0
0
1
)
Hydrogéologie générale
L'eau et le réservoir
B
Force sur ABCD (surface : dydz) : Pdydzn
Sur EFGH (surface : dydz) : -(P+dP)n.dy.dz
P
P
dxdydz  n
Résultante sur Ox : n
x
x
De même pour Oy et Oz : n
P
P
, n
y
z
F
A
E
P
-(P+dP)
dz
D
C
dy
dx
H
G
On obtient :
P
x
P
n
y
P
n
z
n
Fp 
 ngradP
Force de viscosité :
Ce sont des forces résistantes ; on pose qu'elles sont proportionnelles à la
V
viscosité du fluide () et à la vitesse moyenne :  
n
a x
F 
ay 
Vx
n
Vy
ax, ay et az sont des paramètres intrinsèques du milieu.
n
V
az z
n
Bilan :
Fg  Fp  F  0
a x
Vx
P
 n
n
x
ay
Vy
n
 n
P
y
 n2

 ax
1 
0
V  
 

0

Tenseur des
az
Vz
P
 n
n
z

0

2

n
0  (gradP  ggradz)
ay


n 
0
a z 
perméabilités intrinsèques
0
k
V   (gradP  g.gradz) : C'est la forme la plus générale de la loi de DARCY.

43
Hydrogéologie générale
L'eau et le réservoir
Si le fluide est incompressible, (  Cte) et V  

kg 
P
grad(  z) 

 
g

V   KgradH
b. Loi d'écoulement en milieu poreux homogène et isotrope
Dans ce cas Kx = Ky = Kz = K
V   KgradH et régime permanent divV  0
 H 


 x 
 2H  2H  2H
 H 
div(  KgradH)   Kdiv 


K(


)  0
y 
x 2 y 2 z 2


 H 


 z 
 2H 
 2H
 2H
 2H


 0
x 2
y 2
z 2
C'est l'équation de LAPLACE dont la solution est définie uniquement par la
forme du domaine d'écoulement et les conditions aux limites.
c. Cas d'un terrain anisotrope
K = f(x, y, z)
Kx, Ky, Kz
La loi de Darcy :
V   KgradH
 Vx 
K x
 

 Vy     0
V 
 0
 z

0
Ky
0
0 

0 
K z 
 H 
 x 


 H 
 y 


 H 
 z 
L'équation de continuité ne change pas : ( divV  0 )

 2H
 2H
 2H
Kx 2  Ky
 Kz 2  0
x
y 2
z
Changement de variable
X 
K
x Y 
Kx
K
y Z 
Ky
K
z
Kz
(K est un coefficient quelconque ayant la dimension d'une perméabilité)
44
Hydrogéologie générale
H
H dX


x
X x
L'eau et le réservoir
K H
K x X
 2H
  H dX 
  K H 



 


2
x
x  X dx 
x  K x X 
  H 
  H  dX




x  X 
X  X  dx
K   H 
K x x  X 
K  2H
K x X2
 2H
K  2H

D’où
x 2
K x X2
De même pour Y et Z (
K(
 2H
K  2H
 2H
K  2H

et
)

z 2
K z Z 2
y 2
K y Y 2
 2H
 2H
 2H


)  0
 X2
 Y2
 Z2

 2 H(X,Y,Z)  0
:
Milieu
isotrope
fictif.
C. Loi d’écoulement en régime transitoire (zone saturée)
Hypothèses : Les variations de vitesse sont telles qu’on peut considérer
comme valable la loi de DARCY à chaque instant.
  P :
Equation d'état
 P
div(V)  n(  )
:
n t
Equation de continuité
V   KgradH
Loi de Darcy
 2H 
S H
T t
C’est l’équation de la diffusion, applicable directement aux nappes captives,
d’épaisseur constante, non réalimentées.
T = Transmissivité
T = K.e : constante pour une nappe captive.
e = épaisseur de l’aquifère


S  en    : Coefficient d’emmagasinement
n

S : "Coefficient d’emmagasinement": Volume d’eau pouvant être libéré ou
emmagasiné par un prisme vertical du matériau aquifère de section unité, à la
suite d’une variation unitaire du niveau piézométrique (charge). C’est un
coefficient sans dimension.
de
Nappe captive : l’eau libérée dépend de la compressibilité du sol. De l’ordre
à 10-6
10-3
Nappe libre : S = ne : 0.01-0.02 (porosité efficace)
45
Hydrogéologie générale
L'eau et le réservoir
T
: Coefficient de diffusivité.
S
D. Loi d’écoulement en zone non saturée
a. Teneur en eau volumique
 : varie entre s  n et
r
r : Teneur en eau résiduelle (fonction de la surface spécifique)
s : Teneur en eau à saturation
n e  s  r
Quelques valeurs types
s
0,30
0,45
Sol sableux
Sol argileux
r
0,05
0,20
b. Succion
Pc = Pair – Peau =
  (  Pe )  r
2 cos
r
→ r 
La perméabilité est fonction de 
r
K(  )
De même la succion est fonction de
(hystérésis)
 selon une loi non univoque
Si l’on ne tient pas compte de cette hystérésis, une forme de la loi
d’écoulement sera (équation de RICHARD)
C( )

 div  K( ).grad 
t
46
Hydrogéologie générale
L'eau et le réservoir
Avec :     z : Potentiel hydraulique. (Convention de signe particulière)
C( ) 

: Capacité capillaire
t
T. N.
z
E. Loi d’écoulement en terrain fissuré
Si les fissures sont comblées  écoulement laminaire.
Dans les fissures larges et vides de matériaux, l’écoulement est du type
turbulent, la loi de DARCY ne s’applique plus. Les pertes de charge sont
proportionnelles au carré du débit
J= CQ2
47
Hydrogéologie générale
Les nappes souterraines
CHAP. IV : Les Nappes souterraines
4.1) Définitions et genèse des nappes souterraines
4.1.1) Définition générale
C’est l’ensemble des eaux souterraines contenues dans la zone saturée
d’un aquifère.
Aquifère : c’est un massif ou une couche de sol perméable qui peut
laisser passer suffisamment d’eau.
L’aquifère est un corps limité dans l'espace.
4.1.2) Formation d’une nappe (genèse)
Précipitations (P)
ET
E'T'
Ruissellement
Infiltration (I)
Sol (perméable : K)
S
A
Q
(Pertes)
Substratum - perméable (K')
Au niveau du sol. P= R+I+ET
Une partie de I va combler le déficit S
I = S+A+E’T’
En général. L'infiltration, va se poursuivre jusqu’au sol moins
perméable.
2 cas peuvent se produire (néfastes)
-
écoulement souterrain. Si la pente de substratum est forte
-
Alimentation est égale aux pertes p = A. (k = k’), pas de stockage
Si A > Q+p accumulations de l’eau au contact de cette couche moins
imperméable. D’où formation d’une nappe.
Si la précipitation est continue l’épaisseur de la nappe va augmenter.
Une différence de potentiel entre le point le plus haut et le point le plus bas
va être crée, il y aura gonflement de la nappe. Et la nappe se stabilise.
Finalement à l’équilibre. A=Q+p. Le niveau piézométrique ne varie plus.
3 conditions d'existence
-
Alimentation
-
Condition lithologique (perméabilité et porosité)
48
Hydrogéologie générale
-
Les nappes souterraines
Condition structurale
4.1.3) Classification des aquifères
a. nappe libre
Une nappe libre est une nappe dont la surface piézométrique s’établit
librement.
Acquière libre : nappe : Zone saturée
Zone non saturée
Aquifère libre
{
Surface du sol
Zone non saturée
Surface libre
Zone saturée (nappe)
Substratum
Ne pas confondre avec une nappe phréatique.
-
Une nappe phréatique peut être atteindre et exploitée par les
puits
-
Généralement une nappe phréatique est libre
b. Nappe captive
Nappe emprisonnée entre 2 couches imperméables
Surface piezométrique
Toit
Aquifère captif : pas de zone non saturée
Mur
c. Définitions sur la piézométrie
49
Hydrogéologie générale
Les nappes souterraines
i. Niveau piézométrique = altitude de l’eau par rapport à une
référence
ii. surface piézométrique
piézométriques
c’est
le
lien
de
tout
les
niveau
iii. surface libre. Le lieu de tout point où la pression de l’eau (Pe) =
la pression atmosphérique (Pa)
iv. Surface de la nappe: c’est la surface de la zone saturée
Surface de la nappe (Frange capillaire)
Surface libre
Hauteur piézométrique : Hauteur de l'eau dans les piezomètres
Référence
d. Nappe semi-captive
Aquifère semi-captif
Def1: Couche semi perméable: terrain de faible perméabilité mais peut
laisser passer un débit non négligeable.
Un aquifère semi-captif est un aquifère qui comporte une nappe sans
surface libre délimité au moins en partie par des formations semiperméables.
N.P
Aquifère multicouche
50
Hydrogéologie générale
Les nappes souterraines
On distingue une couche semi-perméable de la couche capacitive qui
est une couche de grande épaisseur mais de perméabilité faible (constituant
un stock important d’eau) peut alimenter une nappe inférieure.
L’exploitation d'une telle couche n’est pas rentable.
e. Autres définitions
i. Aquiclude
Massif saturé, mais imperméable (cas des argiles)
ii. Nappe semi libre
nappe comprise dans un terrain de perméabilité faible, mais qui peut
laisser passer un léger débit horizontal.
4.1.4) Le système hydraulique
a. Limites de l’aquifère
-
mur
-
toit, surface de la nappe
-
bassin versant hydrogéologique
Extension infinie : si les limites sont suffisamment reculées de telle
sorte que leurs effets n’interviennent pas.
Semi infinie : une limite étanche ou une limité d’alimentation.
b. Système hydraulique
-
mur
-
surface de la nappe (toit pour une nappe libre)
-
front : section perpendiculaire au sens de l’écoulement
4.2) Conditions d’existences
Il y a 3 types de conditions
51
Hydrogéologie générale
Les nappes souterraines
Condition d’alimentation : alimentation suffisante (a)
Condition lithologique : perméabilité avec mur – perméable : (l)
Condition structurale : favorise l’accumulation : (s)
4.2.1) Condition d’alimentation
A = I-S-E’T’. S = stockage ET = évapotranspiration. Si alimentation
continue pas de stockage  bonne alimentation
Dans le cas ou I est intermittent, la zone superficielle du sol sera
soumise à l’ET. (Va se dessécher) chaque fois qu’il y a infiltration 
stockage.
Dans ce cas on va avoir  I  ET  S
ET n'affecte que les zones superficielles
A. Alimentation directe
C’est l’alimentation à partir de la pluviométrie
(Si on suit l’évolution de la surface de la nappe, on va remarquer la
variation de la pluviométrie)
B. Alimentation indirecte naturelle
a. Infiltration après ruissellement sur les versants imperméables
On aura une alimentation directe + Excès qui vient du ruissellement
dans la zone imperméable.
b. Infiltration venant des cours d’eau
Alimentation temporaire
52
Hydrogéologie générale
Les nappes souterraines
-
Drainage de la nappe par le cours d'eau en période sèche
-
Drainage du cours d'eau par la nappe en période de crue
Alimentation permanente de la nappe par le cours d’eau.
ou
c. Drainage d’une nappe voisine
Une nappe à proximité de la nappe en question va d’alimenter.
...........................................
...........................................
...........................................
...........................................
...........................................
. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .
T. N.
d. Déversement d’une nappe perchée
T.N.
e. Intercommunication
entre réservoirs différents par faille (non
colmatée)
Calcaires
fissurés
53
Hydrogéologie générale
Les nappes souterraines
f. Remontée le long d’une faille
Sans qu’il y ait forcément contact entre 2 réservoirs
Calcaires
fissurés
g. Compression des terrains semi-perméable
. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. ..
Zone non saturée
h. Karstification locale due à une décompression
Au départ un massif de calcaire sein (non fissuré) : Substratum au
dessus une succession de couches. A la suite d’une érosion, il y a eu
formation d’une vallée  manque de pression sur les calcaires au niveau de
la vallée  plissement des couches en Anticlinal et fissuration des calcaires
C. Alimentation indirecte artificielle
Consiste à faire une injection volontaire par les méthodes artificielles
dans une nappe. Elle peut se présenter sous forme d’injection ou de
déversement en surface (nappe libre. On amène l’eau que l’on veut infiltrer
en surface et on le laisse s’infiltrer naturellement)
4.2.2). Conditions lithologiques
Contraste de perméabilité entre l’aquifère et le mur
On considère qu’à partir de K= 10 –9 m/s, le terrain devient
imperméable
54
Hydrogéologie générale
Les nappes souterraines
K
Mur
K'
K' << K
A.
Formation de transport
a. les formations superficielles localisées
On les rencontre dans les reliefs accidentés : Dépôts de pente, éboulis.
Elles proviennent de l’altération, de l’érosion et sont en général plus
perméables que la roche qui leur a donné naissance. (Sauf s’il y a colmatage
par un matériau fin imperméable)
Souvent il y a ruissellement plutôt que formation d’une nappe dans
ces roches.
Soulèvement de
l'exutoire de la
nappe
Emergence vraie
Colmatage
Emergence
naturelle
(Abaissement)
Ruissellement plutôt que
formation d'une nappe
b. Moraines et formations fluvio-glaciaires
Dans ce cas la lithologie des formations dépend de la nature des
massifs dont elles proviennent : la perméabilité est en relation étroite avec
l’origine de la roche.
Très hétérogènes : Recherche de l’eau n’est pas forcément facile
c. Terrains alluvionnaires (transport par les fleuves)
Dans les vallées, ils forment des nappes phréatiques ou des nappes
captives qui sont recouvertes par une mince couche de limon.
Nappe sous alluviale : nappe comprise dans un aquifère alluviale : (en
fond de vallée). Elle n’est pas forcément en liaison hydraulique avec le cours
d‘eau.
"Sous écoulement" : débit d’une nappe dans une surface de jaugeage.
55
Hydrogéologie générale
Les nappes souterraines
.. .. . . . . . . . . .
. . . . . . . ..
Nappe alluviale
..........
........
. .. .. .. .. .. .. .. . .
.....
Nappe sous alluviale
B. Roches en place
a. Roches cristallines et cristallophylliennes
Granite
gneiss
Elles sont pratiquement imperméables lorsqu’elles ne sont pas altérées
(surtout dans les formations jeunes).
Mais on peut trouver de l’eau dans les éluvions : roches détritiques en
place
(Réserve peut atteindre des valeurs importantes surtout dans les
régions tropicales)
Les granites  arènes sableuse
Gneiss, Micaschiste  arènes sablo-argileuses
A l'altération peut s’ajouter une fissuration et une érosion mécanique.
La qualité des eaux est généralement bonne, la teneur en sel croit avec la
teneur en Mica.
Arène granitique
Zone détritique
+ + + + + + + + + + + + + + + + Zone de fissuration
+ + + + + + + + + + + + + + + +
+ + + + + + + + + + + + + + + +
+ + + + + + + + + + + + + + + +
+ + + + + + + + + + + + + + + +
+ + + + + + + + + + + + + + + +
+ + + + + + + + + + + + + + + + Roche seine
+ + + + + + + + + + + + + + + +
+ + + + + + + + + + + + + + + +
b. Roches volcaniques
Basalte,
projections volcaniques
Plusieurs types de perméabilité
 Perméabilité en petit (cendres) : projections volcaniques
 Perméabilité en grand : dans les fissures
 imperméable, les massifs compacts
(Altérations argileuses)
56
Hydrogéologie générale
Les nappes souterraines
c. Roches gréseuses
..........
..........
..........
.......... Présentent une perméabilité très variable dépendant de la
cimentation des grès
Grès à ciment calcaire : possibilité d’avoir une perméabilité très grande
du fait de la dissolution des calcaires.
Grès à ciment argileux ou marneux : imperméable
La perméabilité dépend du faciès (litho) et de la fissuration
d. Roches argileuses et marneuses
Elles sont en général imperméable ou semi imperméable
e. Roches carbonatées
Perméabilité de fissure
Certains ont une porosité d’interstices (la craie).
La perméabilité dépend du type de fissuration dans la roche
i. Roches a perméabilité croissantes vers le bas
C’est le cas ou les fissures s’élargissent vers le bas du fait de la
dissolution (réseau karstique) dans lequel l’eau ne se trouve pas d’une façon
homogène, mais en gros, on peut dire que la nappe est continue puisque on
a une continuité du profil piézométrique.
Terrain naturel
Niveau piézométrique
ii. Dans le cas ou les fissures sont des fissures de décompression,
on parle de roche à perméabilité décroissante vers le bas.
Colmatage
57
Hydrogéologie générale
Les nappes souterraines
Remarque : Lorsque les roches carbonatées sont à nues, on ne va pas
avoir de ruissellement mais infiltration importante qui est un inconvénient
pour la protection sanitaire de l’eau.
Caractéristiques particulières sur les craies et les dolomies
 Peuvent avoir une porosité d'interstices importante pouvant atteindre
90%. mais la porosité efficace et faible de l’ordre de quelques
pourcents.
 La présence de fissure va jouer un rôle prépondérant pour la nappe,
 Les dolomies sont plus friables mais moins solubles que les calcaires 
obstruction plus importante de la fissuration.
 Bancs de calcaires compacts s’ils ne sont pas fissurés, ils sont
imperméables.
4.2.3) Conditions structurales
i. Position du réservoir par rapport à l’alimentation possible.
Exemple:
Pas de possibilité d'alimentation  pas de
possibilité de formation de la nappe
ii. Forme du mur : influence sur la possibilité d’accumulation
Non
Oui
iii. Tout ce qui se passer avec un pli, une faille, etc.
Augmentation de
l'épaisseur de la nappe à cause du décalage
du substartum
58
Hydrogéologie générale
Les nappes souterraines
4.2.4) piège aquifère
Tout ensemble de terrains disposés de telle sorte qu’il y ait
accumulation d’eau.
Il y a différents types d’aquifère.
i. Aquifères tabulaire horizontaux
Nappe phréatique (libre)
(Eventuellem ent, une nappe captive
si elle est alim entée)
ii. Aquifères tabulaires inclinés
.........
......................... .
.
. .. .. .. .. .. .. .. .. .
......................... .
.
.........
......................... .
.
.........
. ... ... ... ... ... ... ... .. .
.
.
.........
iii. Aquifères en creux
.......
........
...........
........
..........
..........
...............
...............
...................
..................................
..............................
..........................
..................
59
Hydrogéologie générale
Les nappes souterraines
4.2.5) Remarques sur les massifs calcaires karstifiés
A. Développement vertical
a. Zone d’absorption
2 types
i. Les zones pseudo-imperméables
Ce sont les zones qui ont un recouvrement étanche ou colmatage des
fissures en surface
Colmatage des fissures (par des matériaux qui proviennent de l'altération)
Recouvrement étanche
Légère infiltration
Lieu d'infiltration
localisée et privilégiée
Remarque : Si en surface, on trouve une couche imperméable et si en
dessous il y a des calcaires, il peut y avoir karsification de ces calcaires.
ii. Zones d’infiltration généralisées
Toute la surface du massif est en contact avec l’air  possibilité
d’infiltration.
2 types de surface
 Cas d’une stratification
moyenne : (0.2 – 1m)
nette
avec
bancs
d’épaisseur
Les premiers blocs se trouvent quasiment désolidarisés des autres, ce
qui est due à une érosion plus importante en surface.
Fissuration importante en surface. Elle devient moins importante au
fur et à mesure qu’on va vers le bas (pour devenir des fissures privilégiées)
60
Hydrogéologie générale
Les nappes souterraines
 Bancs en strates minces (<15 cm)
Le pourcentage de vides peut varier de 5 à 10% dans la zone
d’absorption
b. Zone de transfert vertical
Le mouvement est en général subvertical (pente moyenne supérieur à
45%. Vitesse moyenne relativement importante (20 à 100m/h)
Pourcentage des vides moins important (de l’ordre de 0,1 à 5%).
La zone la plus importante dans un Karst du point de vue dimension.
 -Régime turbulent
 Vitesse moyenne élevée et très variable
 Cheminement complexe volume des vides utiles très faible
p/p à l’aquifère)
c. Zone d’écoulement horizontal
C’est la zone qui se situe en dessus de la surface de la nappe
karstique.
C’est la zone ou le terrain devient saturée en eau (la vitesse va avoir
une composante subhorizontale) l’écoulement se fait dans des grottes.
(a)
(b)
(c)
L’exutoire constitue le niveau de base
2 possibilités
-
Karst perché
-
Karst noyé
61
Hydrogéologie générale
Les nappes souterraines
. . .
. . . . . .
. .. .. .. .. .. .. .
. .. .. .
. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. ..
. . . . . . . . . . .
. . . . . . . . .
. . . . . . . . .
(Zone noyée)
. . .. .. .. .. .. .
Galeries
(Période de crue)
Zone noyée
B. Genèse et évolution
La dissolution est le mécanisme principal de la formation d’un karst.
La vitesse d’évolution peut être à l’échelle de la vie humaine.
La dissolution est liée à la fréquence et l’intensité des précipitations,
aux conditions climatiques et à la nature des terrains.
L’érosion mécanique est secondaire et très variable.
L'éboulement peut se former lors d’une incompatibilité de la forme de
la voûte avec l’équilibre statique des blocs. Sus-jacents
Colmatage  décolmatage
2 formes de colmatages : soit autocolmatage, ou colmatage par des
apports extérieurs
C. Méthodes particulières d’étude
Cadre général
 Délimiter le périmètre et son environnement immédiat (travail de
prospection sur le terrain)
Etude géologique
 Faciès lithologiques
62
Hydrogéologie générale
Les nappes souterraines
 Structure
 Fissuration
géophysiques
 Morphologie
Délimiter les zones d'absorption
Etude hydrogéologique
 Inventaire des points d’eau et des cavités
 Etude détaillée des émergences (sources)
 Etude du bassin d’alimentation supposée
 Observation de l’étude de l’écoulement de surface.
 Caractéristiques
résistivité…etc.…)
physico-chimiques
(température
de
l’eau,
D. Remarques
i. Prospection en vallée préférentielle
Les vallées constituent un axe de drainage
ii. Prospection possible en vallée sèche
Cas des vallées à profil transversal dissymétrique
. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .
. . .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. ..
. . .. .......................
Il est préférable de prospecter à droite (du côté de la falaise)
La karstification peut affecter des roches non carbonatées (Roches
détritiques, grès littoraux qui ont un ciment calcaire.
On peut avoir de la karstification dans les roches salines
63