Hydrogeologie

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Hydrogeologie

Hydrogéologie

L'hydrogéologie (de hydro-, eau et géologie, étude de la terre), également nommée hydrologie souterraine et plus rarement géohydrologie, est la science qui étudie l'eau souterraine. Son domaine d'étude repose essentiellement sur deux branches des sciences de la terre, la géologie et l'hydrologie, mais aussi sur de nombreuses autres branches comme par exemple la géostatistique, l'hydrochimie, la physique, la chimie, la biologie, la géochimie, l'hydrochimie, la géophysique, l'hydrodynamique, l'hydraulique souterraine, l'analyse numérique ainsi que des techniques de modélisation. À ce titre l'hydrogéologie est par excellence une science interdisciplinaire.

L'hydrogéologie s'occupe de la distribution et de la circulation de l'eau souterraine dans le sol et les roches, en tenant compte de leurs interactions avec les conditions géologiques et l'eau de surface.

Sommaire

Introduction

L'hydrog√©ologie comme la plupart des sciences de la terre est une branche interdisciplinaire. Bien que les principes de base de l'hydrog√©ologie soient intuitifs (par exemple: l'eau coule vers le bas), l'√©tude de leurs interactions peut √™tre tr√®s complexe. De fa√ßon g√©n√©rale le fait de prendre compte les interactions de diff√©rentes facettes d'un syst√®me √† plusieurs composantes demande une connaissance de plusieurs branches autant au niveau exp√©rimental que th√©orique. Ces pr√©cautions √©tant prises, le pr√©sent article s'int√©ressera plut√īt aux m√©thodes et √† la nomenclature de l'hydrog√©ologie.

L'hydrogéologie par rapport à d'autres branches

Comme on l'a vu pr√©c√©demment, l'hydrog√©ologie est une branche des sciences de la terre qui s'occupe du flux de l'eau souterraine √† travers les aquif√®res et autres milieux poreux peu profonds (g√©n√©ralement moins 1000 m√®tres sous la surface). Le flux de l'eau tr√®s peu profonde (plus haute que 3 m√®tres sous la surface) est une branche pertinente pour la p√©dologie, l'agriculture et le g√©nie civil, autant que pour l'hydrologie. Le flux de fluides que l'on trouve dans des formations plus profondes (tels que l'eau mais aussi les hydrates de carbone et les fluides g√©othermiques) est aussi important pour la g√©ologie, la g√©ophysique et la g√©ologie du p√©trole. L'eau souterraine est un fluide visqueux (avec un nombre de Reynolds plus petit que 1) qui coule lentement (√† l'exception pr√®s d'environnements g√©ologiques particuliers comme les conduits karstiques parcourus par les rivi√®res souterraines, les alluvions tr√®s grossi√®res et les roches fractur√©es). Beaucoup de lois d√©duites empiriquement de l'eau souterraine peuvent √©galement √™tre d√©duites de la m√©canique des fluides par le cas particulier de flux de Stokes o√Ļ l'on consid√®re des termes de viscosit√© et de pression, mais pas d'inertie.

Les relations math√©matiques utilis√©es pour d√©crire le flux de l'eau √† travers un milieu poreux sont l'√©quation de diffusion et l'√©quation de Laplace. Ces deux √©quations ont des applications dans plusieurs champs diff√©rents. Le flux r√©gulier de l'eau, d√©crit par l'√©quation de Laplace, a √©t√© simul√© gr√Ęce √† des analogies d'√©lectricit√©, d'√©lasticit√© et de conduction thermique. Le flux de transition de l'eau souterraine est similaire √† la diffusion de la chaleur dans un solide, de sorte que certaines solutions √† des probl√®mes hydrologiques ont √©t√© adapt√©es de celles de la conduction thermique.

Traditionnellement le mouvement de l'eau souterraine a été étudié indépendamment en hydrologie, en climatologie, en chimie et en microbiologie. Avec la maturation de l'hydrogéologie, les fortes interactions entre l'eau souterraine, l'eau de surface, la géochimie, l'humidité du sol et le climat deviennent de plus en plus claires.

Définitions et propriétés

Article principal: aquifère

Un aquif√®re est au sens strict une formation g√©ologique perm√©able qui contient de l'eau, par opposition √† un aquitard ou un aquiclude qui sont tous deux peu perm√©ables (mais la distinction entre les deux termes pr√™te √† confusion). On parle g√©n√©ralement d'aquitard pour d√©signer une formation g√©ologique peu perm√©able (relativement √† la formation consid√©r√©e comme perm√©able). On gardera ici √† l'esprit que le caract√®re perm√©able d'une formation g√©ologique est relatif. Un gr√®s peut √™tre consid√©r√© comme perm√©able par rapport √† un niveau argileux, mais devient peu perm√©able si on le compare √† des d√©p√īts graveleux grossiers par exemple.

L'écoulement de l'eau souterraine peut être non-confiné (libre) ou confiné (captif). Dans le premier cas, le niveau de la surface libre de l'écoulement souterrain peut se déplacer verticalement sans limite vers le haut (jusqu'à la surface topographique). Dans le deuxième cas, la présence d'un niveau peu perméable ne permet pas l'élévation du niveau de la surface libre. Dans le cas d'un écoulement libre, le potentiel hydraulique à la surface libre de l'écoulement est égal à l'altitude de ce point. Dans le cas d'un écoulement confiné, le potentiel hydraulique est supérieur ou égal à l'altitude du mur de la formation peu perméable située au-dessus de l'écoulement.

Dans le cas d'un écoulement confiné, l'aquifère est entièrement saturé en eau (saturation=1 ou 100%). On parle d'écoulement saturé. Dans le cas d'un écoulement libre, on distingue une partie de l'aquifère saturée en eau (c'est la zone saturée), et une partie pour laquelle la saturation est inférieure à 1, c'est la zone non-saturée qui est située au-dessus de la zone saturée. La zone de transition entre la zone saturée et la zone non-saturée est appelée la frange capillaire.

Potentiel hydraulique

Le gradient de potentiel hydraulique (concrètement, la différence de niveau d'eau dans deux puits occupant la même nappe) est à l'origine du déplacement des masses d'eau - l'eau se déplaçant du potentiel le plus haut vers le plus bas. La loi de Darcy, valable uniquement pour les milieux saturés, postule que le débit d'eau à travers une surface donnée d'un aquifère est proportionnel au gradient hydraulique. Le rapport entre le débit et le gradient hydraulique est la conductivité hydraulique (perméabilité étant un terme à éviter).

Le potentiel hydraulique est une propriété directement mesurable. Il peut être mesuré à l'aide d'un transducteur de pression. Cette valeur peut être négative dans le cas de la succion, mais elle est positive dans les aquifères saturés. Un enregistrement du potentiel hydraulique sur un puits et pendant un certain temps est appelé un hydrographe.

Porosité

article principal: Porosité.

La porosité (n) est une propriété directement mesurable d'un aquifère. C'est une fraction entre 0 et 1 qui indique la quantité d'espace vide entre des particules de sol libres ou dans une roche fracturée. Il faut distinguer l'existence de ces vides, de leur interconnexion (qui, elle, permet à un fluide de circuler).

On distingue :

  • La porosit√© de matrice, li√©e √† l'agencement des vides entre les grains dans les roches s√©dimentaires (30% pour les sables et gr√®s, 1% pour les roches cristallines).
  • La porosit√© de fractures, li√©e aux diaclases et fractures, typiquement dans les roches endog√®nes de type granite. Les fractures y sont souvent conjugu√©es, ce qui permet un r√©seau connect√©, sauf si bouch√© par de l'argile.
  • La porosit√© totale not√©e n, qui est le rapport du volume occup√© par les vides par le volume total de la roche.

La porosité n'affecte pas directement la distribution des potentiels hydrauliques dans un aquifère, mais elle a un effet très fort sur la migration de contaminants, parce qu'elle affecte la vitesse du flux de l'eau souterraine par une relation proportionnelle inverse.

Contenu en eau

Le contenu en eau, ou teneur en eau (őł) est une propri√©t√© directement mesurable. Elle repr√©sente la fraction de la roche qui est pleine d'eau liquide. C'est une fraction entre 0 et 1, et elle doit √™tre inf√©rieure ou √©gale √† la porosit√© totale.

Le contenu en eau est tr√®s important en hydrologie de la zone vadose o√Ļ la conductivit√© hydraulique est une fonction fortement non-lin√©aire du contenu en eau. Cela complique la solution de l'√©quation de l'√©coulement non-satur√© de l'eau souterraine.

Conductivité hydraulique

La conductivit√© hydraulique (K) et la transmissivit√© (T) sont des propri√©t√©s indirectes de l'aquif√®re. T est √©gale √† K int√©gr√© sur l'√©paisseur verticale (b) de l'aquif√®re. Ces propri√©t√©s sont des mesures de la capacit√© d'un aquif√®re √† conduire l'eau. La perm√©abilit√© (őļ) est une propri√©t√© secondaire du milieu. Elle ne d√©pend pas de la viscosit√© ni de la densit√© du fluide. K et T sont sp√©cifiques √† l'eau. La perm√©abilit√© est surtout utilis√©e dans l'industrie p√©troli√®re.

Stockage spécifique et rendement spécifique

Le stockage spécifique (Ss) et son équivalent intégré sur la profondeur, la stockativité, sont des propriétés indirecte de l'aquifère: elles ne peuvent pas être mesurées directement.

Elles indiquent la quantité d'eau du sol évacuée par le stockage à cause d'une unité de dépressurisation d'un aquifer confiné, Ce sont des fractions entre 0 et 1.

Le rendement sp√©cifique (Sy) est √©galement une fraction entre 0 et 1 (Sy ‚ȧ porosit√©) qui indique la quantit√© d'eau √©vacu√©e par le drainage d√Ľ √† un abaissement de la table d'eau dans un aquif√®re non conditionn√©. G√©n√©ralement Sy est plusieurs ordres de grandeur plus grand que Ss. La porosit√© ou la porosit√© effective est souvent utilis√©e comme borne sup√©rieure au rendement sp√©cifique.

√Čquations fondamentales d'√©tat

Loi de Darcy

Article d√©taill√© : Loi de Darcy.

La loi de Darcy est une équation (obtenue empiriquement par Henry Darcy en 1856 énonce que la quantité d'eau du sol déchargée à travers une portion donnée de l'aquifère est proportionnelle à l'aire qui sectionne le flux, le gradient portion hydraulique et la conductivité hydraulique.

√Čquation de flux d'eau du sol

L'équation de flux d'eau du sol, dans sa forme la plus générale, décrit le mouvement de l'eau du sol dans un milieu poreux (un aquifère ou un aquitard). Elle est connue en mathématique sous le nom d'équation de diffusion, et elle a beaucoup d'analogue dans d'autres branches. Beaucoup de solutions du flux d'eau du sol ont été empruntées ou adaptées de solutions existantes de la conduction thermique.

Elle est souvent d√©riv√©e d'un base physique en utilisant la loi de Darcy et la conservation de la masse pour un petit volume de contr√īle. L'√©quation est souvent utilis√©e pour pr√©dire un flux vers des puits, qui ont une sym√©trie radiale, de sorte que l'√©quation de flux est commun√©ment r√©solue avec des coordonn√©es polaires ou cylindriques.

Le test d'aquifer est l'une des solutions les plus utilisées et les plus fondamentales de l'équation de flux d'eau du sol. Elle peut être utilisée pour prédire l'évolution de la tête due à l'effet d'un pompage ou de plusieurs puits de pompage.

La solution de Thiem résout l'équation de flux de l'eau de sol à l'équilibre (équation de Laplace). L'équilibre réel est rarement atteint en réalité à moins de la présence de larges sources d'eau proches (un lac ou une rivière).


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Voir aussi

Articles connexes

Bibliographie

  • BANTON O. & BANGOY L.M., (1997), Hydrog√©ologie, Multiscience environnementale des eaux souterraines, Presses de l'Universit√© du Qu√©bec/AUPELF
  • CASTANY.G, (1982), Hydrog√©ologie Principes et m√©thodes, Dundod, Paris
  • MARSILY G., (1981), Hydrog√©ologie quantitative, Masson

Lien externe

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