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hydrogéologie:
les ressources en eau du sous-sol
retour accueil, cours PE1, le sous-sol, l'eau
Un article de référence: Ressources en eau, Pierre Chauve, dans Enseigner la géologie, collège-lycée, 1990, Nathan.
Un manuel scolaire de référence: SVT 2nde, Nathan, 1993 (dont le programme n'est plus en vigueur)
Pour d'autres sources voir la page sur l'eau.
Sommaire de cette page:
la planète bleue // le cycle de l'eau // les nappes et les aquifères // géochimie des eaux souterraines // biologie des eaux souterraines
Le terme d'hydrogéologie est ancien et on le trouve notamment comme titre d'un ouvrage de 1802 de J.-B. Lamarck, souvent cité comme
premier ouvrage où apparaît le mot «biologie». L'hydrogéologie, comme la biologie sont pour lui l'une des trois parties de la physique terrestre:
«La première doit comprendre la théorie de l'atmosphère, la météorologie, la deuxième, celle de la croûte externe du globe,
l'hydrogéologie ; la troisième enfin, celle des corps vivants, la biologie.»
Dans une acception plus moderne, l'hydrogéologie se réserve le domaine englobant le sol et le sous-sol et les interactions de la géologie avec les
eaux de surface; l'hydrologie étant alors définie comme la science des eaux .
L'hydrogéologie est donc la science des eaux souterraines. Elle a pour objet l'étude du rôle des matériaux constituant le sol et le sous-sol et
des structures géologiques dans l'origine, la distribution et le mode de gisement, les modalités de l'écoulement et les propriétés physico-chimiques
de l'eau. Elle se préoccupe également de l'exploitation (géologie appliquée) et de la conservation des ressources en eaux souterraines (gestion de la
ressource).
N.B. Des données précises sur l'eau ont été données sur une page réalisée pour le défisciences départemental du Finistère: l'eau.
1. la planète bleue
réservoirs
volumes
masses
(1020g)
flux
(1020g.a-
1)
temps de
séjour
(a)
106 km
3
% du volume total des eaux de l'hydrosphère (%
du volume des eaux douces) % volume total des
eaux du globe terrestre (très approximatif)
hydrosphère
eau "salée": océans 1.340 -
1.380 97,1% (78,3%) 13.400- 13.800 4,25 3.000-3.172
eaux
douces
glaces 24
2,9%
(2,3%)
1,7% (60,0%) 240 12.000
eaux souterraines
(phréatiques, et de
subsurface)
16-60 1,2% (40,0%) 160-600 0,40 5000-8.250
eaux de surface
(lacs, rivières,
fleuves)
0,176-
0,330 0,01% (0,2%) 1,76-3,30 0,40
0,033
(fleuves)-
5,600-10
(lacs)
atmosphère 0,013-
0,014 0,001% (0,03%) 0,13 0,40 0,027-0,300
eau biologique 0,00112 0,0001% (0,003%)
lithosphère,
asthénosphère
et
mésosphère
croûte
22,4%
2.430
(1% du
poids de la
croûte)
manteau
1.500
(0,05% du
poids du
manteau
D'après Castany, Tardy et Lvovitch...
Les chiffres en gras sont remarquables: l'eau de la terre est principalement dans l'hydrosphère: c'est de l'eau salée des océans (80% environ de la
masse totale) alors que l'atmosphère ne représente que 1 millième de cette masse d'eau, les eaux douces de surface 1 centième et les eaux
souterraines 1 dixième. On estime qu'une molécule d'eau reste en moyenne 3.000 ans dans l'océan, 12.000 ans dans les glaces et 5.000 ans dans
les eaux souterraines alors qu'elle ne reste que 10 ans tout au plus dans un lac, 100 jours dans l'atmosphère et deux semaines dans un fleuve. (les
sources de ces chiffres sont assez divergentes et il faut bien sûr les manier avec précautions).
Remarque:
Un article récent (M. Murakami et al. , Science, 295, 1885, 2002) donne des chiffres de 0,2 à 0,4% d'eau pour la perovskite et la magnésiowüstite, minéraux principaux
du manteau inférieur (voir page sur les volcans). Ce manteau inférieur représente une enveloppe comprise entre 650 km et 2900 km soit environ 70% du volume du

manteau total. Celui-ci était estimé à 0,05% d'eau (voir tableau ci-dessus). Avec la nouvelle estimation, on arrive donc à un chiffre compris entre 4.650 1020g et 8850
1020g pour la masse d'eau du manteau soit une masse qui n'est pas loin d'atteindre celle de l'hydrosphère (11.280 1020g tout au plus pour la croûte et le manteau à
comparer aux 14.000 1020g de l'hydrosphère). Les auteurs estimant, pour leur part, qu'il y aurait dix fois plus d'eau dans le manteau et la croûte que dans l'hydrophère
(brève dans La Recherche, 353, mai 2002, 8).
2. le cycle de l'eau
L'énergie solaire (calorifique) qui provoque l'évaporation de l'eau qui passe de l'état liquide à l'état gazeux dans l'atmosphère (à pression
atmosphérique) et la gravité qui provoque la chute des précipitations (eau condensée liquide (pluie) ou solide (glace et neige) et l'écoulement des
nappes ou des glaciers sont les moteurs des mouvements de l'eau au niveau de l'hydrosphère (enveloppe théorique superficielle de la terre
contenant une grande quantité d'eau: recouvre la partie basse de l'atmosphère, la quasi-totalité de la biosphère, et la partie supérieure de la crôute
terrestre). L'eau décrit ainsi un cycle dans la mesure où la quantité d'eau de l'hydrosphère est quasiment fixe, aucune eau ne s'échappe vers le haut
de l'atmosphère (gaz trop lourd, attiré par la gravité terrestre) et aucune eau ne se mélange à la lithosphère (ce qui est certainement faux, mais on
peut imaginer que cette eau mélangée aux roches du manteau pourra un jour revenir à la surface du fait des mouvements de convection du
manteau...: on admet que ces eaux dites juvéniles représentent quelques kilomètres cube par an).
Le cycle concerne donc plus particulièrement les états successifs de l'eau dans l'hydrosphère:
* à l'état gazeux (vapeur d'eau), liquide (goutelettes d'eau formant les gros nuages qui nous apparaissent gris comme les cumulo-nimbus) ou solide
(nuages de glace qui nous apparaissent fins et étirés et blancs brillant), l'eau est en suspension dans l'atmosphère basse ou troposphère (voir
structure de l'atmosphère). Cette masse d'eau atmosphérique est en mouvement (vents) en fonction des zones de pression : l'air humide et chaud
ayant tendance à s'élever; l'air froid et sec à s'abaisser. Une augmentation de pression (à humidité fixe) et donc par exemple une descente
consécutive au passage d'un relief provoque un changement d'état du gaz vers le solide ou le liquide alors qu'une remontée à l'arrivée d'une masse
d'air humide sur un relief par exemple, ne provoque pas de précipitation (c'est pour cela qu'il pleut beaucoup plus sur le versant opposé à celui
exposé au vent dominant).
* à l'état solide (neige et glace) ou liquide, l'eau s'écoule par gravité dans les bassins continentaux ou marins. Une partie de l'eau pénètre dans le sol
puis le sous-sol. Une autre partie de l'eau est emmagasinée dans les organismes vivants (biosphère).
* le retour vers l'atmosphère se fait par évaporation ou sublimation (mais pas à pression atmosphèrique, voir toujours le même graphe des
changements d'état de l'eau) soit au niveau des surfaces d'eau libre soit par l'évapotranspiration ou la respiration des êtres vivants.
Remarque:
Je ne recommande pas l'utilisation du diagramme de phases de l'eau (voir graphe des changements d'état de l'eau). J'ai tenté de reporter directement sur le diagramme
de phases de l'eau ces trajets et j'ai eu la surprise de voir que la phase gazeuse n'était quasiment jamais présente alors que je crois savoir que dans l'air au contact
d'une surface d'eau libre, il y a une grande quantité de vapeur d'eau (voir hygrométrie). Je ne suis pas certain de mon explication, mais je pense que ce diagramme de
phases est en quelque sorte trompeur car il ne reflète que le comportement d'un CORPS PUR: c'est-à-dire de l'eau toute seule. Dans l'atmosphère, l'eau est présente
dans un gaz et même dans un mélange de gaz. Sa pression (dite partielle) est conditionnée par la pression des autres gaz constituant l'atmosphère (voir page
d'annexes sur l'atmosphère). A 0 m d'altitude la pression de la vapeur d'eau dans l'air n'est pas de 10 5Pa (comme si l'air était uniquement composé d'eau mais elle est
de l'ordre de quelques centièmes de cette valeur). Par contre si l'on chauffe une casserole d'eau, de la vapeur d'eau s'échappe en grande quantité au-dessus de la
masse d'eau en ébullition et la pression partielle de l'eau atteint presque la pression atmosphérique... La pression partielle de l'eau dans l'air est mesurée
expérimentalement grâce à l'apparition d'eau liquide par condensation: les pressions (tensions) données ci-dessus en sont le reflet (la tension de vapeur d'eau ,
exprimée en hectopascals, correspond à la pression partielle due à la vapeur d'eau; additionnée à la pression partielle due à l'air sec, elle détermine la pression totale
de l'air humide):
tension de vapeur
saturante au-dessus
de
-40°C -20°C -10°C O°C 10°C 20°C 40°C
l'eau liquide 0,19 hPa 1,25 hPa 2,86 hPa 6,11 hPa 12,3 hPa 23,4 hPa 73,8 hPa
la glace 0,13 hPa 1,03 hPa 2,60 hPa 6,11 hPa
1 atm = 760 mm d'Hg = 105 Pa = 1013 hPa = 101,3 kPa = 0,1 GPa
Le temps moyen de résidence d'une molécule d'eau dans un de ces réservoirs (atmosphère, glaces, eaux douces, mers...) est estimé dans le
paragraphe sur la planète bleue).
Les chiffres en rouge sont les
tailles des réservoirs (en 1020g
- voir le tableau (planète bleue)
pour d'autres chiffres) et les
chiffres en vert sont les flux
d'eau (en 1020g pour une
année).
On notera qu'au niveau des
océans le bilan annuel des
précipitations par rapport à
l'évaporation est négatif (plus
d'eau évaporée que d'eau

Un cycle de l'eau (d'après Tardy) sur terre. reçue) alors que le bilan est
positif pour les précipitations
par rapport à
l'évapotranspiration au niveau
des continents.
Les hydrogéologiques travaillent non pas à l'échelle de la terre car c'est un système sont trop complexe à modéliser mais au niveau de bassins
versants qui sont des volumes contenant une aire géographique alimentée par des reliefs (points d'entrée) et donc des eaux de ruissellement
(secondairement par des eaux souterraines entrées au niveau de ces reliefs) et dont le point de sortie est le plus localisé possible (nommé
l'exutoire). Vers le haut, le bassin versant comprend aussi les masses atmosphériques alimentant les reliefs en précipitations. On modélise ainsi
dans un volume clos les entrées, les circulations et les sorties.
Les hydrogéologues préfèrent utiliser un calendrier décalé débutant par les crues d'automne (fin septembre dans nos régions) et se terminant par
les étiages (niveaux les plus bas des nappes) estivaux.
Le bilan annuel hydrologique d'un bassin est exprimé de la façon la plus générale par la formule:
P = Q + E + I ± R
P=précipitations
Q=débit des rivières ou ruissellement
E=évapotranspiration
I=infiltration et R=variations des
réserves)
Sur une longue période (moyenne sur plusieurs années) on néglige les réserves.
Bilan hydrologique du bassin versant
correspondant aux 4 départements
francs-comtois
(débit moyen annuel en m
3.s-1)
entrées sorties
P
(pluie et
neige)
602
Q
(Saône
amont)
18
Q
(Saône aval,
Doubs, autres)
60
+ 176
+ 129
E255
TOTAUX 620 620
lame d'eau en mm S O N D J F M A M J J A
P 53 60 73 66 57 50 45 43 46 48 36 57
E 63 31 16 13 15 20 45 72 99 114 124 99
I estimée 0 30 45 45 40 30 10 0 0 0 0 0
Bilan hydrologique mois par mois (moyennes calculées sur 20 ans à Rennes)
P: précipitations; E: évapotranspiration ; I: infiltration
Le graphe ci-dessous est construit à partir de ces chiffres.
Bilan hydrologique (moyenne sur 20 ans à Rennes):
E: évapotranspiration; P: précipitations; I: infiltration estimée
2 et 3: mise en charge des nappes par infiltration
4 et 1: utilisation des ressources en eau du sol puis dédicit hydrique en surface
Un petit modèle extrêmement simplifié du cycle de l'eau est utilisé dans l'enseignement primaire et même secondaire. Comme il ne présente pas

toutes les étapes du cycle de l'eau car il n'y a pas de retour de l'eau de précipitation à l'eau de mer et il n'y a pas de phase solide, il s'agit plus, à
mon avis, d'un modèle (purement physique) de formation de pluie à partir de l'eau de mer. Mais cela n'empêche pas de rêver en face de ce
montage et de voir les nuages passer au-dessus de la mer sur laquelle vous naviguez. Il est à mon avis très instructif.
Sa mise en place dans le cadre de l'apprentissage à la méthode expérimentale est présenté dans le cours de seconde sur les pages du site associé.
3. les nappes et les aquifères
3.1 Les eaux d'infiltration (du sol au sous-sol)
Les eaux d'infiltration passent d'abord dans le sol puis le sous-sol.
L'eau de gravitation (eau
gravitaire ou encore eau de
gravité) est inutilisable par la
végétation car elle s'écoule
rapidement à travers un sol
qui est poreux avec des
pores de grand diamètres (on
parle de macropores par
lesquels passe l'eau de gravité
ou "eau de macroporosité").
Dans le cas d'un sol peu
poreux mais avec des pores
de petit diamètre (on parle de
micropores qui retiennent
"l'eau de microporosité") l'eau
pénètre dans le sol est y est
retenue: c'est l'eau de
rétention, utilisable par les
plantes sauf pour une fraction
liée aux éléments solides du
sol (comme le complexe
argilo-humique) avec des
forces intervenant dans la
capillarité (tension
superficielle) ou des forces
éléctrochimiques.
L'eau de gravité s'écoule vers
le sous-sol et va constituer les
eaux souterraines.
L'eau du sol contient de nombreuses bactéries et unicellulaires. Lorsqu'elle arrive dans le sous-sol elle est encore chargée de nombreux êtres
vivants. L'aseptie d'une eau souterraine dépend des roches qu'elle a traversé, de la durée et de la profondeur de circulation... nous en reparlerons
dans la partie sur les pollutions. D'une façon générale on peut dire que toute eau souterraine reste un milieu de vie (voir biologie).
3.2 les gisements des eaux souterraines
L'eau qui arrive dans le sous-sol s'y accumule et y circule. Deux paramètres mesurent ces deux aspects:
* la porosité (et plus spécialement la porosité efficace) des roches du sous-sol détermine leur capacité d'accumulation de l'eau (et plus
spécialement de l'eau exploitable).
* la perméabilité des roches du sous-sol détermine leur capacité à conduire les eaux souterraines.
Pour mesurer la porosité d'une roche on mesure tout simplement la quantité d'eau (volume) qu'elle est suceptible de retenir (différence entre la
masse de roche sèche et la masse de roche après ressuyage, c'est-à-dire écoulement de toute l'eau de gravité). C'est donc un pourcentage qui
exprime le volume disponible pour l'eau (ou un autre liquide de densité voisine qui occuperait le même espace) par rapport à un volume donné de
roche. On donne parfois la porosité efficace en L/m3, ce qui revient à donner le résultat en ‰(1/1000).(montage donné dans le corrigé du sujet du
CRPE d'Aix-Marseille 99).

Pour mesurer la perméabilité qui est une variable dynamique ayant les unités d'une vitesse, on mesure le débit d'eau passant à travers une colonne
de roche de hauteur et de section donnée, à pression constante. Pour cela on réalise un montage simple:
(d'après Nathan, SVT 2nde, 1993, p 163)
La colonne d'eau est à une hauteur constante L
maintenue grâce à une arrivée d'eau continue et à
un trop plein.
La hauteur H du cylindre de roche perméable et la
section S déterminent le volume traversé. On
attend que le système se stabilise (en 3 à 4 heures
d'écoulement) pour mesurer, en fonction du temps
le volume d'eau recueilli ayant traversé le cylindre
de roche (par exemple une mesure de volume
toute les minutes pendant 30 minutes). Le débit
moyen est alors estimé. Ce qui permet de calculer
la perméabilité K:
K = (Q x L) / (S x H)
(tirée de la formule plus classique Q = K x (H x S)
/ L)
Q = débit moyen = quantité d'eau s'étant écoulée à
travers la roche par unité de temps. L, H, S: voir
schéma ci-contre.
Coefficient de perméabilité (K). D'après la loi de Darcy, le coefficient de perméabilité K peut être défini
comme le volume d'eau qui s'écoule pendant l'unité de temps à travers l'unité de surface d'une section
de terrain sous un gradient hydraulique égal à l'unité. Il a la dimension d'une vitesse : LT -1 et peut être
différent suivant la direction d'écoulement envisagée.
D'une façon plus générale:
Loi de Darcy ; établie expérimentalement en 1856 par Henri Darcy (1803-1858): lors d'un écoulement
d'un fluide dans un milieu poreux, la moyenne spatiale des vitesses dans les pores est proportionnelle
au gradient de la pression motrice du fluide ;
v = ki
(où v est la vitesse d'écoulement sous un gradient hydraulique i = dh /ds , dh étant la perte de charge
le long de l'élément d'arc ds d'une ligne de courant, et où k est le coefficient de perméabilité); on
mesure k au moyen d'un essai de percolation; il peut varier de 10 à 10-10 cm.s-1 selon la granulométrie.
roche (non
fracturée)
ou
sédiment
porosité totale
(L.m
-3 de roche
saturée)
porosité
efficace
(L.m
-3)
perméabilité
(m.s-1)
argile 400-500 10-20 10-7 - 10-10
calcaire 10-100 10-50 10-2 - 10-6
craie 100-400 10-50 10-3 - 10-5
granite 1-50 1-20 10-5 - 10-10
gravier 200-400 150-250 10-2 - 10-4
grès 50-250 20-150
sable fin 300-350 100-150 10-3 - 10-6
schiste 10-100 1-20 10-7 - 10-10
D'après Bordas, SVT 2nde, 1987, p245
On notera que le calcaire et l'argile ont des porosités efficaces voisines
alors que si le calcaire est une roche très perméable, l'argile est au contraire très peu perméable.
Voici quelques valeurs limites usuelles :
graviers
gravillons
Seuil 1
10-2 m.s-1
=
60 cm par
sables purs Seuil 2
10-5 m.s-1
=
86 cm par
sables très
fins
Seuil 3
10-9 m.s-
1
=
argiles
perméabilité perméabilité perméabilité imperméabilité