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FASCICULE DE COURS
Professeur F. AMRAOUI
REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES
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CHAPITRE I : GENERALITES
I - CONCEPTION DE L'HYDROGEOLOGIE
L'hydrogologie, science de l'eau souterraine est une discipline des sciences de la terre oriente
vers les applications. Ses objectifs sont :
Pour ceci l'Hydrogologie qui est une science pluridisciplinaire, utilise les mthodes et moyens
de la prospection gophysique, les techniques de forage et de captage, la gochimie des
roches et des eaux, l'hydrodynamique souterraine, la statistique et l'emploi des ordinateurs
pour le traitement des donnes et pour les modles mathmatiques de simulation des nappes.
Le dplacement des particules d'eau sous deux tats principaux (vapeur et liquide), la surface de
la terre constitue le cycle global de l'eau. Ce cycle peut tre rsum par l'quation suivante :
Le cycle de leau dbute par la transformation annuelle d'un volume d'eau (577 000 km3) en
vapeur d'eau sous l'action de l'vapotranspiration (ET). Ce dernier terme regroupe deux
phnomnes : le premier physique (vaporation E), a lieu partir des surfaces d'eau libres
(ocans, mers, lacs, fleuves) et le deuxime biologique correspondant la transpiration des
plantes.
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Dans un deuxime temps, cette vapeur d'eau se condense (transformation de la vapeur en
liquide) sous forme de nuages qui donnent naissance aux prcipitations (P) : pluie et neige. Le
volume annuel des prcipitations est gal celui de l'vapotranspiration : le cycle global de l'eau
est donc quilibr.
une premire partie s'vapore avant mme d'atteindre la surface du sol et rintgre le cycle
de l'eau ;
une deuxime partie s'coule vers le rseau hydrographique et les surfaces d'eau libre : c'est
le ruissellement de surface (R). Ce volume est estim 43 800 km3 d'eau/an ;
une dernire partie s'infiltre dans le sous sol : c'est l'infiltration (I). La quantit d'eau qui
atteint les nappes s'appelle : l'infiltration efficace.
Le stock d'eau sur la terre est rparti ingalement en six grands rservoirs qui totalisent un volume
d'environ 13.9 108 milliards de m3. L'eau douce ne reprsente que 2.9 % de ce volume, soit 0.4
108 milliards de m3 d'eau. Ces six rservoirs sont :
- Ocan : constitue le moteur principal du cycle de l'eau. Il joue un rle trs important dans la
circulation et lvaporation de l'eau, et dans l'homognisation de la temprature du globe. Il
constitue le rservoir principal, rparti sur une superficie d'environ 361 millions de km2.
- Glaces : localises au niveau du rservoir des calottes glaciaires et des neiges ternelles
(rgions polaires : Mer Arctique au Nord et Mer Antarctique au Sud).
- Eaux de surface : elle est reprsente par les lacs et les cours d'eau superficiels.
- Eau atmosphrique : contenue dans l'enveloppe gazeuse qui entoure le globe terrestre.
- Eau biologique : c'est l'eau contenue dans les tres vivants animaux et vgtaux.
Le volume moyen annuel des prcipitations au Maroc est de l'ordre de 150 milliards de m3. Ces
apports sont irrguliers d'une anne l'autre (variant de 50 400 milliards de m3/an) et mal
rpartis d'une rgion une autre (15 % de la superficie totale du pays reoit 50 % des pluies).
120 milliards de m3 d'eau s'vaporent par an et 30 milliards de m3 constituent la pluie
efficace (voir rpartition et principaux barrages ci-aprs).
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Le potentiel d'eau annuel mobilisable dans les conditions techniques et conomiques actuelles
(cots de mobilisation et d'exhaure acceptables) est estim 21 milliards de m3/an, dont 16
milliards provenant des eaux superficielles et 5 milliards provenant des eaux souterraines.
A la fin des annes 90, prs de 17.5 milliards de m3 d'eau ont t mobiliss, dont 13.8
milliards rgulariss au niveau des barrages (34 barrages) et au niveau des amnagements de
petite et moyenne hydraulique et 3.7 milliards mobiliss partir des eaux souterraines (puits,
forages et sources).
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V - PROBLEMES LIES A LA GESTION DE L'EAU AU MAROC
Une croissance des besoins en relation avec un taux de natalit lev et une
amlioration de la qualit de la vie (urbanisation, scolarisation..) ;
Un cot de plus en plus lev pour mobiliser et traiter la ressource en eau disponible ;
Un changement des conditions climatiques dans le sens dune baisse des prcipitations
(scheresses rptes depuis les annes 70) ;
Un rgime irrgulier des pluies lchelle inter annuel qui engendre des variations
importantes du taux de la croissance conomique du pays (croissance tributaire de
lactivit agricole en grande partie) ;
Une disparit au niveau de la rpartition des ressources d'une rgion une autre,
qui ncessite des transferts d'eau entre bassins ;
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CHAP II SYSTEMES HYDROLOGIQUES - CLIMATOLOGIE
Le cycle de leau est plantaire et perptuel (continu). La ralisation des tudes hydrogologiques
ncessite de le fractionner en domaines limits dans lespace et en dures accessibles aux
observations et aux mesures (anne, mois, jours). Ces domaines dynamiques sont appels
systmes hydrologiques . Chaque systme hydrologique est une squence du cycle de leau,
cest dire comportant une entre (impulsion, exemple : linfiltration), un circuit interne
(transfert de leau par exemple entre lamont et laval) et une sortie (rponse limpulsion,
exemple : dbit des sources).
On distingue trois types de systmes hydrologiques indpendants et embots les uns dans les
autres :
a) Bassin hydrologique : il est limit par les lignes de crtes topographiques (sommets des
reliefs), dlimitant le bassin versant dun cours deau et de ses affluents. La source unique
dalimentation du bassin hydrologique, suppos clos, provient des prcipitations efficaces, cest
dire des prcipitations qui ont chapp lvaporation.
Le bilan deau dun systme hydrologique est la balance comptable des entres (recettes)
gales au dbit moyen des apports et des sorties (dpenses) reprsentes par le dbit moyen
des coulements. Le bilan se rfre un domaine limit dans lespace et une dure moyenne
prcise (anne hydrologique par exemple).
La diffrence de volume deau entre les entres et les sorties du systme hydrologique engendre
une diffrence de rserves deau (W). Cette diffrence peut tre nulle (bilan quilibr), positive
(augmentation des rserves), ou ngative (diminution des rserves).
b) Bilan de laquifre
Le tableau suivant regroupe les entres et les sorties possibles pour un aquifre :
Ie + Qim = Qw + Qex + W
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II - CLIMATOLOGIE
2.1 - Introduction
Chaque systme aquifre ncessite pour son tude du bilan, une synthse de donnes
climatiques, afin de le situer dans un contexte hydroclimatique et pour valuer l'alimentation de
la nappe. Pour ceci, on se base sur une ou plusieurs stations mtorologiques reprsentatives
de la zone d'tude et comportant un grand nombre d'observations (pluie, temprature,
ensoleillement).
Evaporation Prcipitations
E P ET P
R
Ocan Continent
Les prcipitations (pluie et neige) arrivant la surface de la terre, constituent la quasi totalit des
apports d'eau au sol. Quand une pluie arrive au sol, trois processus prennent naissance :
a) Humidification et infiltration
Dans la quasi totalit des pays o il pleut, le sous sol renferme en temps normal de l'eau. Un profil
habituel de la quantit d'eau contenue en fonction de la cote se prsente comme suit :
Cote Z
O Surface du sol
Zone non
sature
N Surface de la nappe
Zone
sature
Teneur en eau
Cette teneur en eau est bien sr, fonction de la porosit et de la permabilit du sol. En
dessous d'une certaine cote N, la teneur en eau n'augmente plus avec la profondeur. Le sol est dit
satur; tous les vides (les pores) du sol contiennent de l'eau. Cette eau est dite appartenir la
nappe phratique. En revanche, au dessus de la cote N, le sol est dit non satur, les vides du sol
contiennent simultanment de l'eau et de l'air. Dans la zone sature, l'eau est soumise
essentiellement aux forces de gravit, alors que dans la zone non sature se rajoutent les
forces de capillarit, qui deviennent trs vite prpondrantes.
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Lorsque l'eau tombe la surface du sol, elle commence par humidifier la fraction suprieure du
sol. Cette augmentation d'humidit en surface n'entrane pas ncessairement une infiltration
immdiate en profondeur, car tant que les forces de capillarit sont suprieures aux forces de
gravit, l'eau est retenue, comme dans une ponge :
Cote Z
O Surface du sol
Zone non
sature
N Surface de la nappe
Zone
sature
Teneur en eau
Quand la teneur en eau dpasse une certaine limite, appele capacit de rtention spcifique,
l'eau se propage vers le bas et humidifie une zone plus profonde du sol. Si la pluie se poursuit
suffisamment longtemps, l'humidification sera de plus en plus importante, et entranera une
infiltration. Mais ce phnomne est trs lent : suivant la profondeur de la nappe sous le sol et la
permabilit de celui-ci, l'arrive d'eau la nappe peut se produire dans la semaine qui suit la
pluie, dans le mois, ou mme dans les six mois.
b) Ruissellement de surface
Si l'intensit de la pluie est forte, le sol ne peut absorber l'apport d'eau et un excs apparat en
surface. La pellicule d'eau de surface peut alors circuler sur le sol, c'est ce qu'on appelle le
ruissellement. Ce ruissellement seffectue suivant la ligne de plus grande pente du sol et vient
alimenter le rseau de drainage naturel : fosss, ruisseaux, rivires Il entrane des particules
solides par rosion, ce qui gnre le transport solide des rivires.
c) Evaporation
Mme pendant la pluie, une partie non ngligeable de l'eau arrive au sol est immdiatement r-
vapore. Une fois la pluie arrte, cette vaporation continue et assche peu peu l'eau qui se
trouve intercepte par la vgtation, ou qui reste en surface.
Un autre phnomne qui joue dans le mme sens que l'vaporation sur le sol : c'est la
transpiration des vgtaux. Les racines des plantes sont capables de reprendre l'eau du sol
dans la zone non sature, ou parfois dans la zone sature si elle est affleurante.
L'indice de Martone (1923), se base sur le rgime des pluies et des tempratures pour
caractriser le climat d'une rgion. Ainsi suivant la valeur de l'indice, il dfinit des climats distincts :
P A = Indice de Martone
A = P = Pluie moyenne annuelle (mm)
T + 10 T = Temprature moyenne annuelle (c)
a) Gnralits
On englobe sous le terme de prcipitations toutes les eaux mtoriques qui tombent la
surface de la terre tant sous forme liquide que sous forme solide : neige, grleCes prcipitations
proviennent de la condensation des vapeurs deau contenues dans latmosphre. Les divers types
de prcipitations sont mesurs par leur quivalent en eau par les pluviomtres usuels
normaliss.
Dans de nombreuses tudes hydrologiques (prvision dun dbit de crue par exemple), il est
indispensable de connatre non seulement la hauteur totale des prcipitations relatives une
priode donne, mais aussi la rpartition temporelle de ces dernires. On utilise cet effet des
pluviomtres enregistreurs qui donnent la courbe des hauteurs des prcipitations cumules en
fonction du temps.
Pour dterminer la lame deau prcipite sur un bassin trois mthodes principales sont utilises :
mthode de la moyenne arithmtique, mthode de Thiessen et mthode des isohytes (voir
TD).
2.5 - Tempratures
La temprature est un paramtre important pour caractriser une rgion donne. La moyenne
des tempratures sur plusieurs annes d'observation, permet de connatre le mois le plus froid et
le plus chaud, ainsi que la temprature moyenne annuelle de la rgion. Lamplitude de variation
entre temprature minimale et maximale est galement une caractristique de chaque rgion.
2.7 - Evapotranspiration
C'est un paramtre important dans le cycle hydrologique, rsultant d'un phnomne physique
(vaporation) et d'un autre biologique (transpiration). Il est fonction du climat et de ses
variations qui sont dtermins par l'humidit de lair, la vitesse du vent, la temprature de leau et
de lair, le couvert vgtal, le rayonnement solaire et la pression atmosphrique.
C'est la lame d'eau qu'un sol peut thoriquement perdre. Il tient compte uniquement du climat
et ne fait pas entrer en jeu les prcipitations. Elle peut tre mesure par des vaporomtres.
Son estimation mensuelle est souvent faite par la formule empirique de Thornthwaite :
10
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10 T a T 1,5
ETP (mm) = 16 --------- i = -------
I 5
Il convient de multiplier les valeurs ainsi calcules par un terme correctif, selon le mois et la
latitude. Pour la station de Rabat on a :
Jan Fv Mar Avr Mai Juin Juil Ao Sept Oct Nov Dc Total
T (c) 12.5 13 14.2 15.1 17.5 20 21.8 22.1 21 18.8 15.7 12.9 -
i 3.95 4.19 4.79 5.25 6.55 8 9.1 9.29 8.6 7.29 5.56 4.14 76.7
ETP 36.9 39.4 45.9 51 65.6 82.4 95.5 97.7 89.6 74.1 54.5 38.9 -
Ind cor 0.88 0.85 1.03 1.09 1.2 1.2 1.22 1.16 1.03 0.97 0.87 0.86 -
ETP cor 32 33 47 56 79 99 117 113 92 72 47 34 821
C'est la lame d'eau effectivement perdue par un sol dans les conditions relles de teneur en eau
du sol. Son valuation peut se faire l'chelle annuelle par les formules de Turc et de
Coutagne, ou l'chelle mensuelle par le bilan hydrique de Thornthwaite :
* Formule de Turc :
P
ETR = L = 300 + 25 T + 0.05 T3
2 2 1/2
(0.9 + P /L )
1
= applicable si 1/8 < P < 1/ 2
0.8 + 0.14 T
P = pluie annuelle en m.
T = temprature moyenne annuelle en c.
Pour Rabat : 0.4 < P < 1.61 m, ETR = 464 mm, soit 82 % de P.
Lexemple de la station de Rabat montre que la nappe une priode de recharge de six mois,
allant du mois de Dcembre au mois de Mai. L'ETR = 429 mm, soit 76 % de P.
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Jan Fv Mar Avr Mai Juin Juil Ao Sept Oct Nov Dc Total
Pluie mm 88 70 65 65 21 7 0 1 7 44 80 115 563
ETP mm 32 33 47 56 79 99 117 113 92 72 47 34 821
P - ETP 56 37 18 9 -58 -92 -117 -112 -85 -28 33 81 -
Saturation 100 100 100 100 42 0 0 0 0 0 33 100 -
ETR mm 32 33 47 56 79 49 0 1 7 44 47 34 429
P ETR 56 37 18 9 0 0 0 0 0 0 0 14 134
Recharge 35 46.5 27.5 13.5 4.5 0 0 0 0 0 0 7 134
Si on considre que le ruissellement est ngligeable, l'infiltration des eaux est obtenue par :
I = P - ETR.
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CHAPITRE III - SYSTEMES AQUIFERES
Tous les terrains contiennent un certain pourcentage des vides. L'eau issue de la pluie ou des
circulations superficielles, peut pntrer dans ces vides, y circuler sous l'effet de la gravit, et dans
certaines conditions, s'y accumuler. Cette prsence de l'eau dans les sols et les sous sols est d'une
grande importance soit, parce qu'elle reprsente des rserves en eau potable ou industrielle, soit
parce qu'elle pose toujours de dlicats problmes l'ingnieur appel construire en profondeur.
On appelle milieu poreux un corps comportant un squelette solide englobant des cavits
appeles pores, en gnral interconnectes, susceptibles de contenir une ou plusieurs phases
fluides. Un sol est form essentiellement de trois types de roches :
Les vides sont constitus uniquement par des pores qui caractrisent un milieu continu. Pour ces
roches, on parle de porosit d'interstice. Par exemple, les sables et les grs ont une porosit
totale qui peut aller jusqu' 30 % et mme les roches que l'on suppose gnralement compactes,
ont une certaine porosit : calcaires, dolomies, ainsi que les roches cristallines et mtamorphiques
(1 5 %).
Les argiles constituent une catgorie part, leurs lments constitutifs, lamellaires, sont
organiss en feuillets. Ce sont des empilements de couches parallles spares par des intervalles
variables o un fluide peut se loger : cela leur procure, en particulier, des proprits de
gonflement en prsence d'eau. Le pourcentage des vides peut tre trs lev, jusqu' 90 %.
Un cas particulier de vide dans les roches compactes est la fissuration, qui caractrise le milieu
discontinu. Par le jeu de la tectonique, la quasi totalit des roches de l'corce terrestre est
fracture (failles, fissures, diaclases). Ces fissures s'organisent gnralement en au moins deux
directions principales de fissuration qui dcoupent la roche en blocs. Si les fissures ne sont pas
colmates (argile, calcite, quartz), des vides sont cres et on parle alors de porosit de
fissure.
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Les fissures sont des fentes de forme allonge, ouverture plus ou moins large. Elles sont
classes en deux types suivant leur dimension : les micro-fissures dont le rle hydrodynamique
est comparable celui des pores, et les macro-fissures reprsentes par les failles, les
dcrochements et les chenaux karstiques.
c) Roches mixtes
Ce sont les roches dont les vides sont constitus la fois par des pores et par des fissures. Les
deux types de porosit (d'interstice et de fissure) coexistent (exemple : grs, craie, calcaires)
1.3 - Porosit
Dans un milieu on a trois sortes d'eau : une eau gravitaire qui s'coule, une eau de rtention
qui reste autour des grains (humidit) et une eau d'absorption (lie la surface des grains par le
jeu de forces dattraction molculaire). La capacit de rcuprer l'eau dans une roche meuble ou
fissure, est lie l'importance de ses vides. On distingue :
Cette porosit efficace intresse l'hydrogologue. Il est utile de la relier dans le cas des roches
meubles aux caractristiques physiques des rservoirs. Les principaux facteurs sont :
Les diamtres respectifs des grains : pour une granulomtrie uniforme, ne diminue
lorsque le diamtre des grains diminue.
L'arrangement des grains : exprime leur disposition dans l'espace. La porosit est
fortement influence par l'arrangement des grains. Elle dcrot de 47.6 % pour
l'arrangement cubique 25.9 % pour l'arrangement rhombodrique.
La surface spcifique des grains : c'est la surface de contact eau - grain. La porosit
efficace crot avec la surface spcifique des grains. Une consquence est la diminution de la
porosit avec la profondeur.
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Ces valeurs peuvent varier en fonction de la taille des grains, de la consolidation et du tassement
du milieu. La porosit est mesure d'une faon directe au laboratoire (pose le problme de
reprsentativit de l'chantillon), et de faon indirecte sur le terrain par des mthodes
gophysiques varies (rsistivit, vitesse du son, diagraphies).
1.4 - Permabilit
Il convient de complter la notion de porosit par celle de la permabilit, car il ne faut pas perdre
de vue que la valeur de la porosit n'est pas proportionnelle la dimension des vides.
Exemple : une argile, dont les vides sont microscopiques, est beaucoup plus poreuse que la
plupart des autres terrains. Il faut donc prciser quune formation poreuse nest pas
ncessairement permable. Par contre une formation permable est, par dfinition, poreuse.
La permabilit est une grandeur qui caractrise la facilit avec laquelle leau circule dans un
terrain sous leffet dun gradient hydraulique. Les matriaux permables opposent plus ou moins
de rsistance au passage des fluides. Il existe toute une gamme de permabilits, depuis les
milieux pratiquement impermables, jusqu' ceux dans lesquels la circulation des fluides se fait
presque sans perte d'nergie.
1.5 - Granulomtrie
Pour les milieux non consolids (sables, graviers), on cherche connatre la distribution de la
taille des grains du milieu et le classement du sdiment. Pour raliser lanalyse granulomtrique,
un chantillon de terrain (environ 500 g) est prlev et sch dans une tuve avant de la peser.
Ensuite, on fait passer le sdiment dans une srie de tamis de taille dcroissante, le tout tant
secou par un agitateur lectrique situ la base. Le refus (fraction du sdiment recueillie) de
chaque tamis est pes sparment, et le poids est transform en % du poids total de lchantillon
initial.
Une reprsentation trs claire des rsultats est la courbe des frquences cumules (en %),
reporte en fonction du logarithme de la taille des mailles du tamis.
* Estimer la permabilit de l'chantillon par diffrentes formules empiriques, qui se basent sur
l'indice caractristique d10 (diamtre correspondant lordonne 10 % de la courbe
cumulative), qui conditionne le plus les proprits de permabilit du milieu. Les formules les plus
utilises sont :
Cette formule est applicable pour les sables propres grains ronds
Un terrain homogne est un terrain qui prsente en tout point dans une direction donne, la
mme rsistance l'coulement du fluide. Si en plus cette rsistance est la mme quelque soit la
direction, le terrain est isotrope.
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II - SYSTEMES AQUIFERES
2.1 - Dfinitions
- Aquifre : couche de roches permables comportant une zone suffisamment conducteur d'eau
souterraine pour permettre l'coulement significatif d'une nappe souterraine et le captage de
quantits d'eau apprciables par des moyens conomiques.
Laquifre est homogne quand il a une permabilit dinterstices (sable, graviers) ; la vitesse de
percolation y est lente. Il est htrogne avec une permabilit de fissures (granite, calcaire) ; la
vitesse de percolation est plus rapide.
- Nappe aquifre : ensemble des eaux comprise dans la zone sature d'un aquifre, dont toutes
les parties sont en liaison hydraulique.
Bassin hydologique,
bassin hydrogologique
et aquifre
Par le jeu de la pesanteur, une partie de l'eau de pluie s'infiltre dans le sol, soit directement, soit
aprs circulation la surface de celui-ci. Selon la permabilit des terrains rencontrs, elle descend
plus ou moins profondment. Cette circulation approximativement verticale est interrompue par la
rencontre d'un terrain de faible permabilit. A la base, cette formation impermable reprsente le
plancher tanche de la nappe. L'eau s'y accumule en saturant l'ensemble des vides des terrains
sus-jacents plus permables. Ainsi se constitue dans ces formations, une nappe aquifre.
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2.3 - Diffrents types de nappes
2.3.1 - Nappe libre : Une nappe libre est une nappe contenue dans une couche permable
partiellement sature et reposant sur une couche impermable ou semi-permable. La surface
libre est toujours la pression atmosphrique (communication directe avec l'air libre travers les
interstices). Exemples au Maroc : nappe de TEMARA, nappe du SOUSS, nappe du HAOUZ
Schma de laquifre
nappe libre
a) Nappe de valle : est dite d'une nappe dont le drainage se fait uniquement par les valles.
Leau circule vers les exutoires qui sont les points bas de la topographie (sources, rivires). En
pays aride, dans les valles, les crues des oueds temporaires amnent beaucoup d'eau qui peut
s'infiltrer et alimenter la nappe, c'est leur source principale d'alimentation.
b) Nappe alluviale : c'est une nappe libre sise dans les alluvions qui jalonnent le cours d'un
fleuve. La puissance de comblement alluvial peut tre importante, avec des matriaux grossiers
(sables, graviers, galets) trs permables. Ces matriaux sont saturs presque jusqu' la surface
du sol. L'eau de la nappe est gnralement en quilibre avec celle du fleuve, tant tantt draine
par le fleuve, tantt alimente par lui. Ce type de nappe est encore dit soutenue. Elle est trs
vulnrable la pollution.
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c) Nappe littorale : la nappe deau douce continentale est en quilibre hydrostatique avec la
nappe sale de leau de mer. Ces 2 nappes se mlangent peu, leur interface constitue un biseau
sal. Tout rabattement de la nappe deau douce entrane la rupture de lquilibre et la progression
du biseau sal vers lintrieur des terres.
d) Nappe karstique : en pays calcaire, leau charge de gaz carbonique atmosphrique attaque
la roche, agrandit continuellement les fissures, cre les galeries, les cavernes et les gouffres, ce
qui aboutit de vritables rivires souterraines. Les vitesses de circulation de leau dans les
chenaux karstiques sont grandes et les sources peuvent tre abondantes (rsurgences).
Systmes
hydrogologiques
karstiques
A = karst perch
B = karst base noy
C = karst barr
On appelle nappe captive ou en charge ou sous pression, une nappe comprise entre deux
formations gologiques impermables. Le toit de la nappe est ainsi maintenu au dessous de la
surface pizomtrique. Si on perce le toit de la nappe, l'eau monte et s'tablit un niveau en
fonction de la charge laquelle il est soumis. A la limite on a des forages artsiens. Cet
artsianisme peut cependant disparatre avec le temps si on exploite la nappe, par rduction de la
charge dans l'aquifre. Les exemples au Maroc : nappe profonde du SAIS, nappe profonde du
TADLA, nappe profonde du RHARB
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2.3.3 - Nappe semi-captive
Un cas intermdiaire entre les deux types de nappes est la nappe semi-captive. Il y a change
d'eau avec l'aquifre superpos ou sous-jacent : c'est le phnomne de drainance. Il ncessite
deux conditions : l'existence d'une formation semi-permable et l'existence d'une diffrence de
charge h. Leau scoule de laquifre ayant la plus forte charge hydraulique vers celui qui a la
plus faible charge hydraulique.
Les nappes aquifres sont alimentes par les eaux d'infiltration en provenance de la surface, et se
vident par les exutoires, essentiellement les sources. Ces mergences sont imposes par la
structure gologique de l'aquifre et par la gographie du site. Le dbit d'une source dpend du
type et de la richesse de la nappe qui l'alimente, et il y a une correspondance directe entre ce
dbit et la charge hydraulique de la nappe. Les sources peuvent se classer selon leur position
structurale :
21
CHAPITRE IV CARTOGRAPHIE DE LAQUIFERE
Les cartes structurales de laquifre reprsentent la morphologie, la position des surfaces limites,
les paisseurs ncessaires au calcul des volumes et la distribution spatiale des paramtres
hydrodynamiques. Ces cartes sont tablies par synthse des donnes sur la gologie, les
conditions aux limites et les paramtres physiques (notamment la lithologie et la granulomtrie) et
hydrodynamiques des aquifres (rsultats des pompages dessais).
Cette carte appele : carte des isobathes est constitue de courbes dgales profondeur de la
nappe par rapport au sol. Elle reprsente l'paisseur du terrain situ au dessus de la surface de la
nappe, et constitue un intrt pratique vident pour le choix d'implantation des puits et des
forages. Cette carte couple celle des permabilits, permet de mettre en vidence des secteurs
vulnrables la pollution (faible profondeur de leau et forte permabilit de la zone non sature
de la nappe).
PLAINE DU SOUSS
Carte des Isobathes (Fvrier 1986)
50 Courbe isobathe (quidistance 10 m)
AGADIR 40 Profondeur de la nappe < 20 m
30 Zone vulnrable (P < 20 m et K > 10-3 m/s)
20
Rejets d'gouts
10 Dcharge
Rseau hydrographique
10
20 0
Oued Souss
3
40
0 2
Km
ECHELLE
50
20
La surface du substratum impermable de la nappe est reprsente par des courbes isohypses
(courbes dgales altitudes). Ces cartes donnent une indication sur la profondeur maximale des
puits et sondages. Pour tablir ces cartes on utilise les donnes lithologiques des forages de
reconnaissance, ainsi que les rsultats des diffrentes prospections gophysiques (surtout
lectrique et sismique).
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1.3 Carte de lpaisseur de la nappe
Les courbes d'gale puissance de la nappe ou isopaches sont obtenues en superposant la carte
du substratum avec la carte pizomtrique. En effet, en faisant la diffrence entre les courbes
isohypses (toit du substratum) et les courbes isopizes (toit de la nappe), on obtient les courbes
isopaches. Cette carte donne une ide sur la richesse de la nappe. Elle permet si on dispose de
plusieurs valeurs de la porosit efficace, d'valuer la rserve totale de la nappe.
23
480 500
FES
BASSIN DU SAIS
A. Taoujdate
Sebaa Aioun
MEKNES
360
14 15
21 22
Haj Kadour
Echelle
0 5
CAUSSE
Boufekrane Km
FES
480 500 520 540
RIDES PRERIFAINES
A. TAOUJDATE
SEBAA AIOUN
MEKNES
24
1.5 Carte de la minralisation de leau
Les courbes dgales rsidus secs de la nappe ou isocnes donnent la rpartition travers la
nappe de la minralisation totale de leau. Le classement de ces donnes et la dfinition d'une
zonation, permettent d'avoir une ide sur la salinit de l'eau travers la nappe et parfois de
distinguer des familles d'eau. Cette carte peut tre complte par des indications sur le facis des
eaux (proportions entre ions).
RS > 3 g/l
O C E A N A T L A N T I Q U E
CASABLANCA
O.
O um
R'
bi
0 5
Km
Echelle
II CARTES PIEZOMETRIQUES
2.1 - Prsentation
Les cartes pizomtriques, tablies avec des valeurs des niveaux deau dans les ouvrages,
reprsentent une date donne, la distribution spatiale des charges hydrauliques dans un
aquifre. Ces cartes constituent les documents de base de lanalyse et de la schmatisation des
fonctions capacitive et conductrice du rservoir et du comportement hydrodynamique de laquifre.
Il repose sur la mesure des niveaux pizomtriques, leur report sur des cartes topographiques en
courbes de niveau et leur interprtation par des courbes isopizes.
Les mesures des profondeurs de la nappe sont effectues par une sonde lectrique dans des puits
ou pizomtres dans des conditions de stabilisation de la nappe, en dehors des priodes de forte
pluie ou de pompage, et au cours dune priode la plus courte possible. En effet, ce document a
une valeur de rfrence une date donne cause des fluctuations saisonnires et pluriannuelles.
Les profondeurs de leau mesures dans les ouvrages deau sont transformes en niveaux
pizomtriques en cote NGM (NP = Z Profondeur de leau/sol) et reportes sur une carte
topographique dchelle approprie. Plus la densit des points est importante, plus lchelle est
grande et inversement.
25
b) Trac des courbes isopizes
L'quidistance des isopizes (variation du niveau entre deux courbes successives) doit tre
adapte au problme tudi et dpend de la densit des points de mesures, du gradient
hydraulique et de lchelle de la carte. En gnral, lquidistance diminuera si la densit des points
ou lchelle de la carte augmente. Par contre, si le gradient hydraulique augmente, lquidistance
augmentera galement.
Les courbes isopizes sont des courbes quipotentielles pour les particules liquides, ils
correspondent des courbes dgales ctes de la surface pizomtriques. Les lignes de courant
sont perpendiculaires aux courbes quipotentielles qu'elles recoupent. Elles matrialisent les
trajectoires empreintes par leau souterraine lors de sa circulation.
La surface pizomtrique des nappes libres est reprsente par des courbes de niveaux dits
isopizes (comme pour quelque surface topographique), c'est dire des courbes d'gale altitude
(cte NGM par exemple) de son toit. Pour les nappes captives, l'approche est identique, il faut
simplement observer dans ce cas que la surface pizomtrique ne concide plus, comme dans la
nappe libre avec le toit de la nappe, du fait de la mise en pression de l'eau par le couvercle
impermable. La surface pizomtrique est situe au dessus de ce couvercle impermable.
26
FES
480 500 520
PLAINE DU SAIS
RIDES PRERIFAINES
ET BORDURE DU
CAUSSE MOYEN
600 ATLASIQUE
A. TAOUJDATE
Ligne de courant
14 15
360 450 21 22
Ligne de partage des eaux
HAJ KADOUR 700
Secteurs o le Lias est absent
500 290/22
800 Forages o le Lias est absent
700
600 BOUFEKRANE
0 Ouvrage suivi rgulirement
650 90
IMOUZZER Cours d'eau
00
0 0 21 15
00 12
10
EL HAJEB Limite des indices IRE
11 14 22
15 0 5
00
00
1
16
00 Km
17
1200 IFRANE
F. AMRAOUI, 2005
Les lignes de courant indiquent le sens dcoulement gnral de la nappe, qui se fait de lamont
(fort potentiel hydraulique) vers laval (faible potentiel hydraulique). Le trac des lignes de courant
permet galement didentifier deux axes principaux de la surface pizomtrique :
Laxe de partage des coulements souterrains : cest un axe partir duquel les lignes de
courant divergent ; il matrialise un secteur dfavorable de la nappe. Cet axe constitue
aussi une limite dun sous bassin hydrogologique.
27
b) Calcul du gradient hydraulique
Isopize
Ligne de courant
Lanalyse de lallure des courbes pizomtriques et des conditions gologiques locales permet
didentifier les zones dalimentation et de drainage de la nappe. Ainsi, si les isopizes sont
perpendiculaires aux limites de laquifre, elles identifient une limite tanche. Par contre, si les
isopizes sont obliques ou parallles aux limites de laquifre, elles identifient une limite
dalimentation ou de dcharge de la nappe suivant le sens dcoulement.
28
Loin des limites de laquifre, si les courbes isopizes sont fermes elles identifient, selon le sens
dcoulement de leau souterraine, des zones dalimentation localises (dmes pizomtriques), ou
de drainage (dpressions pizomtriques).
Entre un aquifre et le cours deau qui le traverse peuvent exister des relations hydrauliques de
drainage ou dalimentation de la nappe par le cours deau.
Le drainage de la nappe par le cours deau est frquent en priode dtiage. Les eaux de la nappe
scoulent vers le cours deau et sortent au niveau des sources situes dans son lit. La surface
pizomtrique de la nappe se situe une cote suprieure celle du cours deau. Les isopizes
dessinent des arcs de cercle concavit oriente vers laval hydraulique de la nappe. Les lignes de
courant convergent vers le cours deau.
Le cours deau peut son tour alimenter la nappe pendant la priode de crue. Dans ce cas, les
lignes de courant divergent de la rivire vers la nappe et la concavit des isopizes est oriente
vers lamont hydraulique de la nappe. Le niveau de leau dans le cours deau se trouve une cote
suprieure celle de la nappe.
29
e) Suivis pizomtriques
Dans une grande partie des bassins hydrogologiques certains points deau sont suivis
rgulirement (mesures mensuelles bimensuelles). Ces mesures visent se faire une ide
prcise travers toute la nappe sur les fluctuations du niveau pizomtrique lchelle saisonnire
et lchelle pluriannuelle. Ce suivi permet par exemple de visualiser en continu :
le temps de rponse de la nappe aux apports pluvieux
les consquences long terme de lexploitation dun champ captant
les consquences dune longue priode de scheresse
les consquences dun apport extrieur (irrigation par leau dun barrage)
0 2000
1800
Nappe profonde
N ive a u s ta t iq u e ( m )
10
du Lias de la 1600
2 9 0 /2 2
plaine du Sas
20 1400
1200
30
2 3 6 7 /1 5
1000
40
800
600
P lu ie (m m )
50
P lu ie Ifra n e 400
60
200
70 0
a o t- 6 9
a o t- 7 2
a o t- 7 5
a o t- 7 8
a o t- 8 1
a o t- 8 4
a o t- 8 7
a o t- 9 0
a o t- 9 3
a o t- 9 6
a o t- 9 9
f v r-6 8
f v r-7 1
f v r-7 4
f v r-7 7
f v r-8 0
f v r-8 3
f v r-8 6
f v r-8 9
f v r-9 2
f v r-9 5
f v r-9 8
f v r-0 1
f) Carte disovariation pizomtrique
En faisant la diffrence entre deux cartes pizomtriques lune ralise en hautes eaux et lautre
en basses eaux, on peut avoir une ide sur limportance de la recharge (alimentation) et la
dcharge (vidange) annuelle de la nappe.
La diffrence entre deux cartes pizomtriques effectues la mme priode mais quelques
annes d'intervalle, donne une image de l'tat d'exploitation de la nappe. Les zones dprimes
correspondent aux zones surexploites o la dcharge est suprieure la recharge, alors que les
zones excdentaires peuvent correspondre des endroits o s'effectue un apport extrieur
(recharge par l'irrigation, apports profonds..).
Cette carte d'isovariation peut servir pour prvoir des amnagements hydrauliques susceptibles de
sauver des zones dficitaires (barrages pour la recharge et la rgulation des eaux de surface) et
aussi pour limiter les prlvements dans les secteurs surexploits. Cette carte permettra de
calculer le volume deau perdu ou gagn travers toute la nappe durant la priode dobservation.
Ce volume pourra tre compar titre de vrification celui tabli par les bilans classiques de la
nappe.
30
PLAINE DU SOUSS
Carte d'Isovariation pizomtrique
(1968 - 1986)
Remonte de la nappe de 0 10 m
Baisse de la nappe de 0 10 m
Baisse de la nappe de 10 20 m
Baisse de la nappe de 20 30 m
31
CHAPITRE V - HYDRAULIQUE SOUTERRAINE
I - LOI DE DARCY
1.1 Dispositif de laboratoire avec coulement latral
La base fondamentale du calcul des quantits d'eau souterraine ou dbit d'une nappe, par
l'hydrodynamique souterraine est loi exprimentale de DARCY (1856) qui a montr que : le
volume d'eau Q en m3/s, filtrant dans la colonne de sable de longueur l en m, travers la section
A en m2, est fonction d'un coefficient de proportionnalit K en m/s, caractristique de la formation
et de la perte de charge par unit de longueur du cylindre h/l sans dimension. Le terme K est
appel coefficient de permabilit. Il a la dimension d'une vitesse. Il matrialise la fonction
circulation de l'eau souterraine.
Q = dbit deau en m3/s
3 2
Q (m /s) = K (m/s) . A (m ) . h/l K = coefficient de permabilit en m/s
A = section de la colonne de sable en m2
h/l = i do Q = K . A . i h = diffrence de charge hydraulique en m
l = longueur de la colonne de sable en m
h/l = i = gradient hydraulique
La loi de DARCY est tablie par des expriences de laboratoire rpondant des conditions trs
strictes. Quatre conditions doivent tre respectes pour que la loi soit applicable : la continuit,
lisotropie, lhomognit du rservoir et lcoulement laminaire.
La continuit est la caractristique dun milieu permable ayant des vides interconnects
dans le sens de lcoulement. Exemple : sable, grs, alluvions, graviers, calcaire avec des
microfissures
Lisotropie se dit dun milieu dans lequel les caractristiques physiques (granulomtrie en
particulier) sont constantes dans les trois directions de lespace. Dans le cas contraire, le
milieu est dit anisotrope.
32
Un milieu est dit homogne lorsque ses caractristiques physiques sont constantes en tous
points dans le sens de lcoulement. Dans le cas contraire, le milieu est dit htrogne.
Un coulement laminaire est caractris par des lignes de courant continues, rectilignes,
individualises et occupant entre elles la mme position relative. La vitesse de lcoulement
de leau est constante et elle est infrieure la vitesse critique au del de laquelle apparat
lcoulement turbulent (perte de charge non proportionnelle au dbit).
Rappel : la limite dun coulement laminaire est dfinie par le nombre de REYNOLDS en milieu
poreux. Re est un rapport des forces dinertie aux forces de viscosit. Dans un coulement
laminaire, les forces de frottement sont trs importantes par rapport aux forces dinerties, do un
Re petit. Contrairement pour les coulements turbulents.
Les conditions de validit de la loi de Darcy peuvent paratre trs restrictives si on considre les
nombreuses variations lithologiques des formations hydrogologiques (stratification, passage
latral de facis, schistosit). Mais en ralit les cas o la loi de DARCY n'est pas applicable sont
limits aux formations trs htrognes, aux rseaux karstiques et lorsque la vitesse d'coulement
est trs leve.
II PARAMETRES HYDRODYNAMIQUES
2.1 - Permabilit
La permabilit est l'aptitude d'un rservoir se laisser traverser par l'eau sous l'effet d'un
gradient hydraulique. Elle exprime la rsistance du milieu lcoulement de leau qui la traverse.
Elle est mesure par deux paramtres : le coefficient de permabilit et la permabilit
intrinsque.
a) Coefficient de permabilit
Ce coefficient not K, est dfini par la loi de Darcy : K = Q / A . i .Il a la dimension dune
vitesse et sexprime en m/s. Tous les matriaux conduisent l'eau des degrs divers. Les valeurs
du coefficient de permabilit s'chelonnent de 10 1. 10-11 m/s et par convention on peut
distinguer trois types de formations :
formations semi-permables : 1. 10-4 > K > 1. 10-9 m2/s. Exemple : sable argileux, sable fin
K (m/s) 10 1 10-1 10-2 10-3 10-4 10-5 10-6 10-7 10-8 10-9 10-10 10-11
Homogne Gravier pur Sable pur Sable trs fin Silt Argile
33
b) Permabilit intrinsque
K = coefficient de permabilit
K = k . ------- k = permabilit intrinsque
= poids volumique de leau = g
= viscosit dynamique de leau
2.2 - Transmissivit
La production d'un captage dans un aquifre est fonction de son coefficient de permabilit K et
de son paisseur e. C'est pourquoi un nouveau paramtre, la transmissivit, note T a t cre.
Elle value la fonction conduite de l'aquifre.
Q = T*L* i do T = Q / L . i
Incluant l'paisseur de l'aquifre, la transmissivit permet de reprsenter sur des cartes, les
zones de productivit.
La transmissivit est mesure sur le terrain par des pompages d'essai de longue dure.
La transmissivit varie gnralement entre 1.10-4 et 1.10-2 m2/s pour les milieux poreux et
1.10-2 et 1.10-1 m2/s pour les milieux fissurs.
2.3 - Diffusivit
T (m2/s)
2
La diffusivit D (m /s) = ------------
S
34
2.4 Vitesses dcoulement de leau dans une nappe
a) Vitesse de filtration Vf
La vitesse de filtration V calcule par DARCY se rapporte la section totale (A) de lcoulement.
Elle n'a pas de ralit physique. Vf (m/s) = Q/A = K * i
Exemple Soit le dbit dune nappe Q = 1 m3/s et la section totale A = 0.2 km2
Vf = Q/A = 1/200 000 = 5. 10-6 m/s = 158 m/an
b) Vitesse effective Ve
Dans une nappe seule l'eau gravitaire se dplace entre les grains de la formation. La surface
efficace de lcoulement est ainsi rduite aux vides mnags par le corps solide (grains + eau de
rtention) et dpend donc de la porosit efficace ne. L'expression de la loi de DARCY corrige,
rapporte la section efficace pour le calcul de la vitesse effective Ve est donc :
Vf Q K . i
Ve (m/s) = ------ = ----------- = ----------
ne A . ne ne
La section efficace de lcoulement est plus petite que la section totale A. Donc dbit constant, la
vitesse effective Ve est plus grande que la vitesse de filtration Vf. La vitesse effective se rapproche
de la vitesse relle de dplacement de leau mesure sur le terrain par les techniques de traage.
NB : Le calcul de la vitesse effective est trs important pour le calcul du temps de transfert dune
pollution entre deux points de la nappe.
a - Dfinition
35
VARIATION DE CHARGE ET VOLUME DEAU LIBEREE
Dans le cas dune nappe libre, le coefficient demmagasinement correspond la quantit deau
gravifique libre sous laction de la force de la pesanteur. Il est assimilable la porosit
efficace et varie gnralement entre 1 et 25 %. La libration de leau dans une nappe libre
sexplique par le remplacement d'une partie de l'eau contenue entre les grains par de l'air.
Dans le cas dune nappe captive, l'air n'a pas accs l'aquifre. Le coefficient demmagasinement
correspond aux volumes deau extraits par dcompression de la formation aquifre (dtente de
leau et dformation de la roche aquifre). Les modules dlasticit tant faibles, le volume deau
libr est beaucoup plus petit caractristiques gales que dans les nappes libres. Il varie
gnralement entre 1.10-4 et 1.10-3 (0.01 % et 0.1 %). La dilatation de l'eau est insuffisante pour
justifier le volume d'eau extrait d'une nappe captive, pour une variation donne du rabattement. Il
faut y ajouter le tassement de l'aquifre.
Cet effet S peut avoir des consquences gotechniques graves. Exemple : le tassement
correspond un affaissement du sol et une dnivellation mme minime peut provoquer des
fissures dans un btiment, dont une partie reposerait sur une roche incompressible. Outre les
dommages causs aux btiments et autres, on peut parfois constater la ractivation de
glissements de terrain.
36
TRAVAUX DIRIGES
TD N1 : ESTIMATION DE LINFILTRATION EFFICACE
A PARTIR DES TERMES DU BILAN ET ETABLISSEMENT DU
BILAN HYDRIQUE SELON LA METHODE DE THORNTHWAITE
P = Prcipitation
P=E+R+I E = Evapotranspiration
R = Ruissellement
I = Infiltration
Dans ce cas, lETR est maximale et elle est gale lETP. Lexcdent (P ETR) sert saturer le sol
(RFU = 100 mm) et alimenter la nappe (Infiltration efficace).
Exemple : Saturation du sol = 70 mm. Pluie = 100 mm. ETP = 50 mm. Dans ce cas :
Dans ce cas, lETR est gale la somme des prcipitations et des rserves (totales ou partielles)
du sol. Linfiltration efficace ne peut avoir lieu (Ie = 0).
3 - Exercices
Calculer lETR, les rserves en eau du sol et linfiltration efficace dans les cas suivants :
37
4 Bilan hydrique selon la mthode de Thornthwaite
Soit une nappe libre circulant dans formations sableuses. La superficie du bassin est de 95
km2. En ngligeant le ruissellement, donnez partir des donnes du tableau ci-dessous :
Jan Fev Mar Avr Mai Jui Jui Aot Sep Oct Nov Dec Total
PLUIE 58 66 69 64 70 74 51 55 56 80 79 82 804
(mm)
P - ETP
Variations
rserves du
sol
Saturation
du sol
RFU = 100
ETR
Excdent
P - ETR
saturation
Ecoulement
Recharge
38
TD N2 : ANALYSE GRANULOMETRIQUE
Le tableau suivant regroupe les rsultats dune analyse granulomtrique effectue sur deux
chantillons de roches meubles dun poids de 200 g chacun :
ECHANTILLON N1 ECHANTILLON N2
On vous demande de :
4 En supposant que lon dcide de capter ces formations par forage, devra-t-on injecter un
massif de gravier comme filtre dans lespace annulaire, sachant que si :
39
TD N3 : ETABLISSEMENT DUNE COUPE HYDROGEOLOGIQUE
En vous servant de la coupe gologique du bassin et des donnes sur la profondeur de leau de la
nappe dans les diffrents ouvrages, on vous demande de :
1 Complter le tableau et calculer les niveaux pizomtriques dans les diffrents forages.
2 Tracer sur la figure les profils pizomtriques des deux aquifres (sable et calcaire).
4 Y-a-il drainance ou pas si oui, dans quel sens elle se fait Justifier votre rponse.
1
II ETABLISSEMENT DUNE CARTE PIEZOMETRIQUE
La planche ci-dessous regroupe les niveaux pizomtriques mesurs dans des puits et forages
captant une nappe libre circulant dans une formation sableuse. On vous demande :