Upload
others
View
8
Download
0
Embed Size (px)
Citation preview
73
Chapitre
2
Hydrologie et niveaux
dâeau dans le sol
La disponibilitĂ© de lâeau et lâaccĂšs Ă lâeau posent des problĂšmes majeurs auxquels devra faire
face lâhumanitĂ© durant ce siĂšcle. On estime en effet quâun ĂȘtre humain sur cinq nâa pas accĂšs
Ă lâeau en quantitĂ© suffisante et quâun sur trois nâa accĂšs quâĂ une eau de qualitĂ© mĂ©diocre.
Toute réflexion ou politique concernant la gestion de cette ressource naturelle vitale, afin de
garantir une rĂ©partition juste et suffisante de lâeau entre tous les hommes, doit se fonder sur
une bonne comprĂ©hension du cycle de lâeau. Le secteur socio-Ă©conomique de la construction
est concerné au premier chef par cet enjeu et par ce besoin de compréhension. Il faut éviter de
perturber les Ă©coulements ou alors les rĂ©tablir dans leur Ă©tat avant travaux. Quâil sâagisse des
travaux publics ou du bùtiment, tout un édifice de contraintes réglementaires a été élaboré ces
derniÚres années pour imposer des bonnes pratiques qui limitent les impacts sur la ressource
dans ses différents compartiments et en particulier le sol et le sous-sol.
Le sol est un ensemble de strates ou « horizons » minéraux ou organo-minéraux produits par
un gradient dâaltĂ©ration de la roche mĂšre Ă lâinterface avec la biosphĂšre. Cette couche superfi-
cielle du terrain est nommĂ©e sol au sens strict de lâagronome et non du gĂ©otechnicien pour qui
sol et sous-sol se confondent souvent dans le « terrain », sans notion de profondeur ou de
diffĂ©renciation pĂ©dologique. Dans ce chapitre, on Ă©crit donc « terrain » lĂ oĂč le mot sol est
employé couramment dans les autres chapitres. Le géotechnicien distingue les couches géolo-
giques, mais il continue dâappeler « sol » lâensemble du terrain concernĂ© par le projet.
Dans la nature, lâeau se prĂ©sente sous les trois Ă©tats de la matiĂšre et elle contient partout ce
quâil est convenu dâappeler des impuretĂ©s pour rappeler que lâeau pure nâexiste pas :
â Ă©tat solide : neige et glace ;
â Ă©tat liquide : eau chargĂ©e de sels minĂ©raux ;
â Ă©tat gazeux : vapeur Ă divers degrĂ©s de pression et de saturation.
Lâeau est en constante circulation sur la planĂšte Terre, Ă lâintĂ©rieur comme en surface, et elle
subit des changements dâĂ©tat. Lâimportance de ces modifications fait de lâeau le principal
agent de transport de composĂ©s physico-chimiques et biologiques. Lâensemble des processus
de transformation et de transfert de lâeau forme le cycle de lâeau ou cycle hydrologique.
Les mĂ©canismes de mouvement de lâeau dans la nature se dĂ©roulent sous lâaction de diffĂ©rents
moteurs qui sont énumérés ci-dessous :
â lâĂ©nergie solaire, dont lâeffet thermique provoque la circulation de lâair dans lâatmosphĂšre ;
â la gravitĂ©, qui est responsable des phĂ©nomĂšnes de prĂ©cipitation, de ruissellement,
dâinfiltration et de convection ;
Théorie et pratique de la géotechnique
74
â les attractions solaire et lunaire, qui engendrent les marĂ©es et les courants marins ;
â la pression atmosphĂ©rique, dont les variations produisent les vents, eux-mĂȘmes responsables
des mouvements superficiels de lâeau des lacs et des ocĂ©ans ;
â les forces intermolĂ©culaires, qui expliquent les phĂ©nomĂšnes de capillaritĂ© et de viscositĂ©
internes dans tout milieu aqueux ;
â les rĂ©actions chimiques et nuclĂ©aires ;
â lâactivitĂ© biologique : processus physiologiques dans les organismes vĂ©gĂ©taux ou animaux.
En ce qui concerne les activités humaines, certaines conduisent à une meilleure gestion de
cette prĂ©cieuse ressource naturelle, dâautres ou parfois les mĂȘmes peuvent perturber le cycle
hydrologique, tant du point de vue quantitatif que qualitatif.
Un systÚme hydrologique est un espace fini caractérisé par sa géométrie en trois dimensions
reliant, à un pas de temps donné, une entrée (cause) à une sortie (effet). Un systÚme hydrolo-
gique incorpore une sĂ©quence du cycle de lâeau, qui commence par une impulsion, se poursuit
par un transfert dans un circuit interne et se termine par une rĂ©ponse hydrologique sous lâeffet
des conditions régnant aux limites.
2.1 Composantes du cycle hydrologique
Le cycle hydrologique est un concept qui englobe, Ă lâĂ©chelle du systĂšme Terre, les phĂ©no-
mĂšnes de transformation, de mouvement et de renouvellement de lâeau (figure 2.1).
Figure 2.1. ReprĂ©sentation du cycle de lâeau :
vision qualitative de lâenchaĂźnement des processus
DâaprĂšs Techniques de lâingĂ©nieur.
Chapitre 2 â Hydrologie et niveau dâeau dans le sol
75
La notion de cycle exprime que lâenchaĂźnement de ces phĂ©nomĂšnes nâa ni commencement
identifiĂ©, ni fin prĂ©visible. Il ne signifie aucunement quâun systĂšme pourrait repasser plusieurs
fois par la mĂȘme succession dâĂ©vĂ©nements ou dâĂ©tats, mĂȘme sâil est souvent schĂ©matisĂ© ainsi
pour satisfaire à notre besoin de simplification. Ainsi, aux latitudes tempérées, les chutes de
neige arrivent globalement pendant la saison hivernale, mais derriÚre ce « globalement » se
cache un vaste champ de variations dans lâespace et le temps, et un hiver ne ressemble Ă au-
cun autre.
Les mĂ©canismes Ă lâĆuvre au cours du cycle hydrologique nâagissent pas seulement Ă sens
unique ou les uns Ă la suite des autres, mais ils interagissent et sont aussi concomitants.
1. Sous lâeffet du rayonnement solaire, lâĂ©vaporation de lâeau liquide Ă partir du sol, des
ocĂ©ans et des autres surfaces dâeau fait sâĂ©lever lâeau Ă lâĂ©tat de vapeur dans lâatmosphĂšre.
2. LâĂ©lĂ©vation des masses dâair humide provoque un refroidissement jusquâĂ la tempĂ©rature
nĂ©cessaire pour les amener Ă saturation et dĂ©clencher la condensation de la vapeur dâeau sous
forme de gouttelettes constituant les nuages.
3. Puis la vapeur dâeau transportĂ©e et temporairement stockĂ©e dans les nuages est restituĂ©e aux
ocĂ©ans et aux continents par les prĂ©cipitations Ă lâĂ©tat solide ou liquide.
4. Une partie de la pluie qui tombe est interceptée par les feuilles des végétaux, puis absorbée
et partiellement restituĂ©e sous forme de vapeur Ă lâatmosphĂšre. Lâinterception peut ĂȘtre amĂ©-
nagĂ©e pour la favoriser en milieu urbain au moyen de plantations sur la voirie, dâespaces verts
ou de terrasses végétalisées sur les toitures.
5. La pluie non interceptée atteint le sol et, selon les conditions qui y rÚgnent, elle peut
sâĂ©vaporer, sâaccumuler dans des retenues, ruisseler pour sâĂ©couler jusquâaux cours dâeau ou
bien sâinfiltrer dans le sol.
6. Lâeau infiltrĂ©e peut sâemmagasiner dans le sol et ĂȘtre utilisĂ©e par les plantes.
7. Lâeau infiltrĂ©e peut aussi, si elle est abondante, percoler en profondeur dans le sous-sol et
contribuer ainsi au renouvellement de la nappe phrĂ©atique, qui est la premiĂšre masse dâeau,
contenue dans la porosité du terrain aquifÚre, rencontrée par un puits.
8. LâĂ©coulement souterrain Ă partir dâune nappe peut rejoindre la surface du sol au niveau des
sources ou des cours dâeau.
9. LâĂ©vaporation Ă partir du sol, des cours dâeau et des plantes, ainsi que la transpiration des
plantes, complÚtent le cycle. Les deux phénomÚnes étant souvent indiscernables, ils sont
compris sous le terme « évapotranspiration ».
Parmi tous ces processus, ceux qui concernent le plus lâhydrogĂ©ologie sont lâinfiltration, la
percolation et lâĂ©coulement souterrain.
Lâinfiltration dĂ©signe la pĂ©nĂ©tration de lâeau dans le sol et la circulation de cette eau dans le
sous-sol sous lâaction de la gravitĂ© et Ă©ventuellement de la pression. Physiquement,
lâinfiltration correspond Ă un Ă©coulement vertical descendant, dans un volume solide poreux
Théorie et pratique de la géotechnique
76
non saturĂ© en eau, et contenant donc de lâair, ce qui permet la fixation de molĂ©cules dâeau par
les Ă©lĂ©ments solides constituant le terrain. Le taux dâinfiltration est le volume dâeau ou la lame
dâeau qui sâinfiltre par unitĂ© de temps (mm/h ou m3/s).
Lâinfiltration est Ă distinguer de la filtration qui dĂ©signe tout mouvement dâun liquide Ă travers
un matériau poreux quelconque et dans un état non défini. Type particulier de filtration, la
percolation est la circulation dâun liquide Ă travers un milieu poreux saturĂ© dâeau sous la seule
influence de la gravitĂ©. Elle concerne donc lâeau qui sâest infiltrĂ©e assez profondĂ©ment dans le
sous-sol pour atteindre la zone saturée et qui alimente donc la nappe phréatique.
En raison de la diversitĂ© de ses modalitĂ©s, on ne doit plus parler de « lâĂ©coulement », mais
« des Ă©coulements ». On peut dâabord distinguer les Ă©coulements superficiels, mesurĂ©s par le
rapport dâun volume dâeau par surface de terrain et par unitĂ© de temps, qui rejoignent rapide-
ment les exutoires, et les écoulements souterrains, mesurés par un rapport volume/temps,
donc un débit, qui sont plus lents. Les premiers se subdivisent en écoulements de surface et de
subsurface : ce dernier mot entend, de façon vague, un écoulement dans une tranche supé-
rieure saturée du terrain.
LâhydrogĂ©ologie fait partie de lâhydrologie (Cosandey et Robinson, 2000) et câest une disci-
pline qui combine :
â la description des circulations souterraines (un des maillons du cycle de lâeau) au moyen de
la gĂ©ologie et de lâhydrologie ;
â la quantification des Ă©coulements grĂące Ă la mĂ©canique des fluides en milieu poreux.
Cette discipline sâapplique Ă des domaines aussi variĂ©s que la gestion des ressources en eau, la
pollution des sols et des nappes, lâexploitation de fluides non miscibles Ă lâeau (pĂ©trole), le
génie civil (rabattement, drainage, consolidation) et le transport de chaleur (géothermie).
Pour comprendre lâorigine de lâeau souterraine et les modalitĂ©s de son Ă©coulement dans le
sous-sol, il est nécessaire de se situer dans le cadre de la répartition et de la circulation de
lâeau sur la Terre ; on dit « des eaux » quand on veut exprimer la diversitĂ© des gisements.
2.2 La distribution des eaux
La distribution des eaux peut ĂȘtre dĂ©crite de diffĂ©rents points de vue, qui sont croisĂ©s dans ce
chapitre :
â distribution quantitative ou qualitative ;
â distribution selon les diffĂ©rentes composantes du cycle hydrologique ;
â distribution spatiale Ă diffĂ©rentes Ă©chelles : le globe, les continents, une rĂ©gion, une zone
géographique, etc.
Chapitre 2 â Hydrologie et niveau dâeau dans le sol
77
2.2.1 LâĂ©chelle globale : sphĂšres, rĂ©servoirs, cycles
Ă lâĂ©chelle du globe, des Ă©changes dâeau se produisent entre des enveloppes concentriques ou
« sphĂšres » dĂ©finies par lâĂ©tat physique dominant :
â lâatmosphĂšre (gaz) ;
â lâhydrosphĂšre et ses grands rĂ©servoirs (liquide) ;
â la lithosphĂšre (solide).
On peut y ajouter la biosphĂšre, qui est une zone de transition entre lâhydrosphĂšre et
lâatmosphĂšre, et qui joue un rĂŽle trĂšs important dans les Ă©changes.
La Terre, vue de lâespace, apparaĂźt comme une planĂšte bleue. Les ocĂ©ans occupent 70 % de la
surface du globe. Lâeau salĂ©e (une eau trĂšs minĂ©ralisĂ©e est dite « dure ») constitue 97 % de la
masse totale dâeau dans la biosphĂšre. Les eaux dites douces, les plus aptes Ă lâalimentation
humaine, se partagent donc les 3 % qui restent (tableau 2.1).
70 % de lâeau douce se trouve dans les gisements difficilement accessibles que sont les ca-
lottes polaires et les glaciers, ainsi que les nappes souterraines de trĂšs grande profondeur (su-
périeure à 1 000 mÚtres).
Les 30 % dâeau douce restants sont constituĂ©s essentiellement par les eaux souterraines et sont
stockées sous forme de nappes plus ou moins profondes et diversement accessibles. Dans
certaines parties du globe, comme les rĂ©gions arides ou semi-arides, lâalimentation en eau des
populations provient quasi exclusivement de lâeau souterraine par lâintermĂ©diaire de puits.
Lâexploitation abusive des nappes les plus proches de la surface, dites nappes phrĂ©atiques,
entraĂźne leur abaissement qui peut ĂȘtre irrĂ©versible et parfois mĂȘme, dans les rĂ©gions cĂŽtiĂšres
(SĂ©nĂ©gal, Afrique du nord), leur substitution par de lâeau salĂ©e. En France, pays qui nâest
pourtant pas aride, lâeau potable provient pour presque 70 % des nappes ; une bonne moitiĂ© de
lâeau souterraine est Ă plus de 800 mĂštres de profondeur et son captage reste donc trĂšs diffi-
cile.
Les eaux continentales superficielles (lacs, cours dâeau) sont accessibles, mais, malgrĂ©
lâalimentation par la fonte des glaciers, elles sont en quantitĂ© infime. De plus, elles sont beau-
coup plus vulnĂ©rables aux pollutions dâorigine anthropique. Enfin, leur rĂ©partition gĂ©ogra-
phique est trĂšs inĂ©gale : ainsi, le Canada possĂšde Ă lui seul 30 % des rĂ©serves mondiales dâeau
douce et connaĂźt 6 % du ruissellement terrestre.
Dans chacun de ces grands rĂ©servoirs terrestres, lâeau se renouvelle au fil des ans. La pĂ©riode
de renouvellement de lâeau dans un rĂ©servoir est le temps de sĂ©jour moyen dâune quantitĂ©
dâeau Ă©lĂ©mentaire. On lâobtient en divisant le volume du rĂ©servoir par le dĂ©bit dâentrĂ©e total
ou par le débit de sortie total, en m3 par unité de temps (heure, jour ou année). Cette définition
simple conduit cependant à des estimations variées selon la méthode utilisée pour effectuer le
bilan (tableau 2.2).
Théorie et pratique de la géotechnique
78
Tableau 2.1. Fraction des rĂ©serves totales et des rĂ©serves dâeau douce
des diffĂ©rents stocks dâeau de la planĂšte
DâaprĂšs Gleick (1993).
Réservoir Fraction des réserves
totales (%)
Fraction des rĂ©serves dâeau
douce (%)
Eaux océaniques 96,5379 Sans objet
Eaux souterraines totales 1,6883 Sans objet
Nappes dâeau douce 0,7597 30,0606
Eau du sol 0,0012 0,0471
Glaciers et couverture neigeuse perma-
nente : 1,7362 68,6972
â Antarctique 1,5585 61,6628
â Groenland 0,1688 6,6801
â Arctique 0,0060 0,2384
â RĂ©gions montagneuses 0,0029 0,1159
Permafrost 0,0216 0,8564
RĂ©serves dâeau dans les lacs : 0,0127 Sans objet
â douces 0,0066 0,2598
â salĂ©es 0,0062 Sans objet
Marais 0,0008 0,0327
RiviĂšres 0,0002 0,0061
Eau biologique 0,0001 0,0032
Eau atmosphérique 0,0009 0,0368
RĂ©serves totales 100 Sans objet
RĂ©serves dâeau douce 2,53 100
Chapitre 2 â Hydrologie et niveau dâeau dans le sol
79
Tableau 2.2. Temps de renouvellement de lâeau dans les principaux rĂ©servoirs
selon différentes sources bibliographiques
RĂ©servoir
Source bibliographique
(Jacques, 1996) (Gleick, 1993) (Tardy, 1986) (Unesco, 2000)
Océans 2 500 ans 3 100 ans 3 172 ans 2 500 ans
Calottes glaciaires 1 000-10 000
ans 16 000 ans â 9 700 ans
Eaux souterraines 1 500 ans 300 ans
8 250 ans
(roches poreuses
profondes)
1 400 ans
Eaux du sol 1 an 280 jours â 1 an
Lacs 10-20 ans
1-100 ans
(eaux douces)
10-1 000 ans
(eaux salées) 5,6 ans
17 ans
Cours dâeau 10-20 jours 12-20 jours 16 jours
Eau atmosphérique 8 jours 9 jours 9,5 jours 8 jours
BiosphĂšre Quelques heures â â Quelques heures
Le cycle global de lâeau se divise en cycle ocĂ©anique et cycle continental. Un Ă©change global
dâenviron 40 000 km3 Ă©quilibre le bilan de ces deux cycles. Ă lâĂ©chelle du globe, le bilan
hydrologique est thĂ©oriquement nul. Les ocĂ©ans contribuent pour 75 % Ă lâĂ©vaporation totale
et pour 62 % au total des précipitations : la différence se traduit sur les continents par un excÚs
de 13 % des prĂ©cipitations sur lâĂ©vaporation. Cet excĂšs est la cause de lâĂ©coulement fluvial
continental et donc de lâexistence du rĂ©seau hydrographique.
Cette reprĂ©sentation globale du cycle de lâeau est une moyenne, qui dissimule une trĂšs grande
hĂ©tĂ©rogĂ©nĂ©itĂ© rĂ©gionale de rĂ©partition des prĂ©cipitations et de lâĂ©vaporation, selon la latitude et
lâaltitude. Par exemple, les trois processus principaux â prĂ©cipitation, Ă©vaporation et ruissel-
lement â dĂ©croissent en intensitĂ© en allant de lâĂ©quateur vers les pĂŽles.
2.2.2 LâĂ©chelle continentale, rĂ©gionale, ou locale
Ă lâĂ©chelle continentale, les principales composantes du cycle de lâeau et leur rĂ©partition sont
données par le tableau 2.3 qui traduit un bilan hydrologique simplifié P = E + R. Le pourcen-
tage des prĂ©cipitations qui ruisselle est plus important dans lâhĂ©misphĂšre Nord (40 %) que
Théorie et pratique de la géotechnique
80
dans lâhĂ©misphĂšre Sud (de 20 Ă 35 %). Sur un mĂȘme parallĂšle, lâintensitĂ© de lâĂ©vaporation sur
les continents est quasiment uniforme.
Tableau 2.3. Les composantes du cycle de lâeau et leur rĂ©partition Ă lâĂ©chelle du globe
DâaprĂšs Musy et Higy (2004).
Continents Précipitations
(mm)
Ăvaporation
(mm)
Ruissellement
(mm)
Europe 790 507 283
Afrique 740 587 153
Asie 740 416 324
Amérique du Nord 757 418 339
Amérique du Sud 1 595 910 685
Australie et Océanie 791 511 280
Antarctique 165 0 165
Moyenne pour tous les continents 800 485 315
Ă lâĂ©chelle de la France, qui nâest quâune « rĂ©gion » du point de vue de la planĂšte, la distribu-
tion des eaux par composante du cycle hydrologique est illustrée en figure 2.2.
Figure 2.2. Le bilan de lâeau en France (en km3/an)
DâaprĂšs Guillemin et Roux (1992).
Chapitre 2 â Hydrologie et niveau dâeau dans le sol
81
Le ruissellement engendre globalement les crues, lâĂ©coulement souterrain des nappes phrĂ©a-
tiques soutient lâĂ©tiage des cours dâeau et lâensemble de ces Ă©coulements retourne finalement
Ă la mer sauf une petite partie (10,4 sur 170 km3) qui ne sort pas du systĂšme, mais y reste
stockée (lacs, réserves, canaux, alimentation de nappes profondes). Le bilan des eaux impor-
tĂ©es versus exportĂ©es ou consommĂ©es est lĂ©gĂšrement bĂ©nĂ©ficiaire. LâexcĂšs de 10,4 km3, solde
positif moyen sur les Ă©changes, nâest pas constant dâune annĂ©e sur lâautre. Il assure le main-
tien dâun stock.
En général, la quantité totale de précipitations en un point est inversement proportionnelle à sa
distance Ă lâocĂ©an. Pour une mĂȘme rĂ©gion, la quantitĂ© totale de prĂ©cipitations (idem pour le
ruissellement) dans un secteur est proportionnelle Ă lâĂ©lĂ©vation moyenne du bassin-versant en
ce secteur et cet effet sâobserve jusquâĂ une altitude donnĂ©e (optimum pluviomĂ©trique).
Ainsi, le bassin-versant de lâArroux situĂ© au sud-est du massif montagneux du Morvan con-
naßt ses plus fortes précipitations sur le relief de sa bordure nord-ouest et ses plus faibles pré-
cipitations dans sa partie sud-est constituée de plaines (figure 2.3). Une telle carte des surfaces
dâĂ©gales prĂ©cipitations, appelĂ©es surfaces isohyĂštes, est produite par MĂ©tĂ©o France au moyen
de la mĂ©thode AURELHY, sur nâimporte quelle zone, et Ă la demande de lâutilisateur.
Figure 2.3. Influence du relief sur la pluviomĂ©trie Ă lâĂ©chelle locale
Bassin-versant de lâArroux. Carte des surfaces isohyĂštes du bassin en mm/an pour la pĂ©riode 2000-2009.
Chaque point grille correspond Ă une superficie de 1 km2. DâaprĂšs Renaud et al. (2011).
Théorie et pratique de la géotechnique
82
2.3 Les systĂšmes hydrologiques
Pour rĂ©aliser des Ă©tudes sur la circulation de lâeau, il est nĂ©cessaire de fractionner le cycle
global de lâeau en domaines et en durĂ©es accessibles Ă lâobservation, Ă la mesure et Ă
lâexpĂ©rimentation. Un tel domaine, appelĂ© systĂšme hydrologique, est caractĂ©risĂ© par :
â ses limites dans lâespace ;
â les processus qui sây dĂ©roulent (physiques, chimiques, biologiques) ;
â la sĂ©quence du cycle de lâeau quâil inclut, sĂ©quence dĂ©finie par une entrĂ©e, un transfert et
une sortie ;
â son rythme de fonctionnement dans le temps.
Un systÚme hydrologique est supposé assimilable à un milieu matériel continu qui est le siÚge
de processus internes hydrodynamiques, hydrochimiques et hydrobiologiques. Un tel systĂšme
admet une variabilité spatiale des données et des paramÚtres intervenant dans ces processus.
Localiser et intégrer les actions anthropiques (pompage, barrage, dérivation, etc.) est égale-
ment nĂ©cessaire Ă lâidentification dâun systĂšme hydrologique.
Un systÚme en général a un fonctionnement complexe caractérisé par un rythme, une périodi-
cité, une variabilité ou une évolution dans le temps. Il admet un instant initial et parfois un
instant de stabilisation précédé par une phase transitoire. En raison de la variabilité tempo-
relle, on ne peut comparer deux séries de données que si elles sont relatives à un intervalle de
temps (pĂ©riode) Ă©quivalent (mais non identique). Toutes les donnĂ©es issues dâun systĂšme
hydrologique doivent donc ĂȘtre rapportĂ©es, selon le but poursuivi, Ă une date ou Ă une pĂ©riode
déterminée. Pour obtenir des résultats significatifs en hydrologie, le traitement des données
doit satisfaire deux conditions :
â la pĂ©riode hydrologique doit ĂȘtre choisie la plus longue possible ;
â le pas de temps dâacquisition doit ĂȘtre adaptĂ© Ă la variabilitĂ© temporelle des phĂ©nomĂšnes Ă
mesurer.
Il faut aussi prendre en compte les modifications hydrologiques liées aux aménagements
rĂ©alisĂ©s dans le systĂšme pendant la pĂ©riode de temps considĂ©rĂ©e, actions de lâhomme dont il
est nĂ©cessaire de constituer lâhistorique.
On distingue trois grands types de systĂšme hydrologique :
â le bassin hydrologique (BHL) ;
â le bassin hydrogĂ©ologique (BHG) ;
â lâaquifĂšre avec sa nappe (AQU) qui est un compartiment du BHG.
2.3.1 Limites et alimentation des systĂšmes hydrologiques
Les processus dâinfiltration et dâĂ©coulement participant Ă la gĂ©nĂ©ration de crue dans un sys-
tÚme hydrologique complexe sont représentés de maniÚre schématique par la figure 2.4.
Un BHL est circonscrit par les lignes de crĂȘte topographiques qui dĂ©limitent le bassin-versant
dâun cours dâeau et de ses affluents : câest donc une surface. Son temps de rĂ©ponse est court et
la fraction de lâeau qui passe sous la surface est considĂ©rĂ©e comme une perte.
Chapitre 2 â Hydrologie et niveau dâeau dans le sol
83
Figure 2.4. Typologie des Ă©coulements dans un bassin-versant
DâaprĂšs Musy et Soutter (1991).
Un BHG est circonscrit par des limites géologiques qui incluent une dimension en profon-
deur, par exemple un bassin sĂ©dimentaire : câest donc un volume. Son temps de rĂ©ponse est
long et la fraction de lâeau qui reste Ă la surface est considĂ©rĂ©e comme une perte.
Un BHG est constituĂ© dâun ou de plusieurs AQU, formations gĂ©ologiques contenant et con-
duisant lâeau souterraine : ce sont les couches aquifĂšres, sĂ©parĂ©es ou non par des couches
imperméables (aquicludes) et par des zones non saturées (ZNS). Un niveau imperméable est
une couche de permĂ©abilitĂ© beaucoup plus faible (câest-Ă -dire au moins dâun multiple de 10)
non traversĂ©e par lâeau et qui porte la masse dâeau (nappe) de la couche du dessus (voir cha-
pitre 16).
Lâalimentation renouvelle les stocks dâeau et entretient lâĂ©coulement dans les systĂšmes hydro-
logiques. Lâalimentation dâun BHL est constituĂ©e par ce que lâon appelle prĂ©cipitations nettes
ou pluie nette Pn câest-Ă -dire celle qui parvient Ă la surface du sol. Il sâagit des prĂ©cipitations
brutes P diminuĂ©es dâun terme ET1 dâĂ©vapotranspiration qui est produit au cours de la chute
des prĂ©cipitations. Le terme ET1 correspond Ă lâactivitĂ© de la partie aĂ©rienne de la vĂ©gĂ©tation :
il inclut lâĂ©vapotranspiration pendant la durĂ©e des prĂ©cipitations, ainsi que lâinterception et
lâabsorption par la couverture vĂ©gĂ©tale :
Pn = P â ET1
Lâinfiltration peut ĂȘtre considĂ©rĂ©e comme une perte pour la production de lâĂ©coulement du
BHL, au mĂȘme titre que lâinterception, le stockage en surface ou lâĂ©vaporation. En prenant ce
point de vue exposé par Réméniéras (1972), certains auteurs comme Musy et Soutter (1991)
Théorie et pratique de la géotechnique
84
ont par le passĂ© utilisĂ© lâexpression « pluie nette » comme « la pluie brute diminuĂ©e de tous
les termes qui ne contribuent pas au ruissellement ». Ce faisant, ils ont simplement dénommé
autrement le terme de ruissellement, ce qui nâaide en rien Ă lâanalyse du bilan. Comme le
montre notre dĂ©finition de la pluie nette ci-dessus, nous nâadoptons pas ce point de vue car
nous préférons étudier le cas plus général du BHG.
Lâalimentation du compartiment sous-sol dâun BHG est constituĂ©e par lâinfiltration nette In,
qui est lâinfiltration brute diminuĂ©e dâun second terme dâĂ©vapotranspiration ET2 qui se dĂ©-
roule dans le sol, lâinfiltration brute Ă©tant comprise comme la pluie nette Pn diminuĂ©e du ruis-
sellement R :
In = I â ET2 = Pn â R â ET2 = P â ET1 â R â ET2
Lâeau des prĂ©cipitations P, aprĂšs avoir subi des pertes ET1, parvient Ă la surface du sol (pluie
nette Pn) oĂč elle se rĂ©partit en ruissellement R et infiltration I. Lâinfiltration alimente et renou-
velle le stock dâeau du sol et la nappe. Lâeau infiltrĂ©e se rĂ©partit donc Ă son tour en :
â eau de rĂ©tention, humiditĂ© du sol ;
â Ă©coulement de subsurface (dit aussi hypodermique) ;
â reconstitution des rĂ©serves de lâaquifĂšre ;
â Ă©coulement souterrain.
Souvent, lâĂ©coulement hypodermique rejoint lâĂ©coulement superficiel Ă lâaval et contribue de
façon retardĂ©e Ă la formation des crues. Les deux derniĂšres fractions reprĂ©sentent lâinfiltration
efficace Ie qui seule alimente la nappe, donc engendre lâĂ©coulement souterrain dans le systĂšme
AQU.
On utilisera Ă©ventuellement lâexpression prĂ©cipitation efficace ou effective Pe, comme la
partie de la pluie nette qui gĂ©nĂšre lâhydrogramme de crue dâun cours dâeau, câest-Ă -dire la
somme des Ă©coulements (superficiel, subsurface et souterrain). Ce serait la pluie nette dimi-
nuée des termes de stockage temporaire (superficiel ou souterrain, naturel ou artificiel, des
flaques jusquâaux lacs de barrage). Mais câest une notion plus difficile Ă dĂ©finir car tout stoc-
kage temporaire est appelĂ© Ă se retransformer en Ă©coulement ou en perte vers lâatmosphĂšre. Si
lâon souhaite employer ce terme, il faut donc le dĂ©finir soigneusement en prĂ©ambule dâune
Ă©tude et vĂ©rifier quâil est vraiment nĂ©cessaire sur la pĂ©riode Ă©tudiĂ©e. Il faut Ă©viter la confu-
sion : par négligence dans un bilan simplifié sur une grande période, on peut rencontrer
lâexpression « prĂ©cipitations efficaces » pour parler en fait des⊠prĂ©cipitations nettes.
Dans lâĂ©valuation de lâalimentation dâun systĂšme hydrologique, on ne mesure pas tous les
termes : la prioritĂ© est donnĂ©e Ă la mesure des dĂ©bits dâĂ©coulement, qui apportent en gĂ©nĂ©ral la
plus grande précision.
2.3.2 DĂ©bits dâĂ©coulement des systĂšmes hydrologiques
La sortie physique dâun BHL est nommĂ©e exutoire : on peut y mesurer le dĂ©bit (on dit jauger)
dâĂ©coulement total Qt. En Ă©quilibre naturel, sur une pĂ©riode suffisamment longue (plusieurs
annĂ©es), le dĂ©bit dâĂ©coulement total sera Ă©gal Ă Pn. En effet, en moyenne sur plusieurs cycles
Chapitre 2 â Hydrologie et niveau dâeau dans le sol
85
successifs, lâeau tombĂ©e sur le sol doit forcĂ©ment sortir en totalitĂ© du systĂšme. Donc, si lâon
sait évaluer Pn grùce à une station météorologique ou simplement par comparaison avec un
BHL similaire mieux connu, on peut en dĂ©duire Qt sans avoir besoin dâinstaller une station de
jaugeage Ă lâexutoire.
La sortie dâun BHG est plus complexe : elle comprend des cours dâeau et des sources, ainsi
que des lacs, voire la mer ou lâocĂ©an. En Ă©quilibre naturel, sur une pĂ©riode suffisamment
longue, le dĂ©bit dâĂ©coulement total du BHG sera Ă©gal Ă In et le dĂ©bit dâĂ©coulement total du
systĂšme aquifĂšre AQU sera Ă©gal Ă Ie.
On ne confondra pas le dĂ©bit dâĂ©coulement total sortant dâun systĂšme AQU avec le flux sou-
terrain (dĂ©bit rapportĂ© Ă la section dâĂ©coulement dans le sous-sol) qui sera Ă©tudiĂ© en hydrody-
namique.
2.4 Le bilan hydrologique
LâĂ©quilibre des quantitĂ©s dâeau passant par chacune des Ă©tapes du cycle hydrologique
sâexprime Ă lâaide dâune Ă©quation qui fait le bilan des quantitĂ©s dâeau (hauteur de la lame
dâeau en mm) entrant et sortant dâun systĂšme dĂ©fini dans lâespace et dans le temps. On choisit
généralement comme espace un bassin hydrologique et comme durée une année, qui ne
coĂŻncide pas avec lâannĂ©e civile et est appelĂ©e annĂ©e hydrologique.
2.4.1 Formes possibles de lâĂ©quation du bilan
Le bilan peut sâĂ©crire sous diffĂ©rentes formes plus ou moins prĂ©cises selon le degrĂ© de finesse
dâanalyse dĂ©sirĂ© et selon la richesse des mesures disponibles.
Tout dâabord, lâĂ©quation du bilan hydrique sâexprime comme suit, pour une pĂ©riode et un
BHG donné, avec quatre variables :
P + S = X + ET + (S ± S)
oĂč :
P, prĂ©cipitations brutes, terme toujours connu, est fourni par MĂ©tĂ©o France dâaprĂšs son
rĂ©seau de stations de suivi mĂ©tĂ©orologique et lâinterprĂ©tation des donnĂ©es radar ;
S, stock de la période précédente (eau souterraine, humidité du sol, eau solide) ;
X, terme qui comprend le ruissellement et lâĂ©coulement superficiel (riviĂšres) R, ainsi que
lâinfiltration I, le drainage souterrain D et tout autre type dâĂ©coulement, qui forment ensemble
lâĂ©coulement total. Attention, X nâest pas la somme de R, I et D. Câest un terme complexe que
lâon va simplifier plus loin ;
ET, Ă©vaporation et Ă©vapotranspiration, somme de ET1 et ET2, qui contient aussi
lâinterception ;
S + S, stock (accumulation) à la fin de la période considérée, qui contient la variation de
stock (positive ou négative).
Théorie et pratique de la géotechnique
86
Cette Ă©quation exprime lâĂ©galitĂ©, au cours dâune pĂ©riode donnĂ©e, entre :
â le diffĂ©rentiel entre le dĂ©bit dâeau entrant (Qin) et le dĂ©bit dâeau sortant (Qout) dâun volume
donné de terrain, diminué des pertes par évapotranspiration ;
â et la variation du volume dâeau emmagasinĂ© dans ce volume de terrain.
On peut lâĂ©crire sous une forme plus gĂ©nĂ©rale : ET = Qin â Qout ± S. Le terme ET est appelĂ©
aussi dĂ©ficit dâĂ©coulement dans le cas oĂč S = 0 qui ne se rĂ©alise que sur une longue durĂ©e. Il
est estimĂ© en fonction du terme P mesurĂ©, Ă lâaide de mĂ©thodes de calcul empiriques (for-
mules de Coutagne, de Turc, de Penman ; voir, par exemple, Réméniéras, 1972). Ainsi, une
fois dĂ©terminĂ© ET, lâinconnue restante est la variation de stock S.
Pour faire apparaßtre explicitement le ruissellement R, donc le sortir du terme X, on va détail-
ler le stock S qui représente la réserve hydrique totale et contient donc :
â lâeau de la nappe, dont la variation est liĂ©e surtout Ă lâinfiltration efficace Ie et au drainage
souterrain D que lâon laissera ici ensemble sous un terme X â R ;
â lâeau de la partie non saturĂ©e du sol, dont la variation notĂ©e Sns est mesurable in situ (sonde
neutronique ou capacitive, méthode TDR), donc connue ;
â lâeau du rĂ©seau hydrographique et lâeau accumulĂ©e en surface (lacs, Ă©tangs, etc.), alimentĂ©e
par le ruissellement R.
Les études agronomiques ont montré que la composante majeure de la variation du stock
dâeau correspond Ă la couche superficielle du sol non saturĂ©e (environ le premier mĂštre). On
va donc négliger les autres composantes de la variation de stock. On peut alors écrire un bilan
Ă quatre variables, oĂč le terme inconnu est cette fois X â R :
P â ET â R â (X â R) = ± Sns
Le terme inconnu X â R intĂšgre aussi les erreurs commises sur lâĂ©valuation des autres termes
du bilan. Il reste donc trĂšs complexe.
Si lâon Ă©tudie une durĂ©e hydrologique suffisamment longue (un an au moins, plusieurs annĂ©es
de prĂ©fĂ©rence), le terme Sns sâannule, et le solde de lâinfiltration efficace Ie et du drainage
souterrain D sâannule aussi (dans le compartiment AQU du BHG). Le terme de dĂ©bit de drai-
nage disparaĂźt donc et pour un BHG, le terme dâĂ©coulement X â R se rĂ©duit Ă lâinfiltration I.
On trouve alors lâexpression classique du bilan :
P = ET + R + I
Sinon, tous les termes du bilan seront indicĂ©s par lâintervalle de temps t. En gĂ©nĂ©ral, sur un
site dâĂ©tude, on mesure P(t) et R(t) quotidiennement (t = 1 jour). LâĂ©valuation de Sns et de
ET est complexe et ne peut pas ĂȘtre effectuĂ©e pour une pĂ©riode de temps aussi courte. La
relation ci-dessus permet dâĂ©tablir des chroniques de variation de rĂ©serve hydrique S = f(t)
sur lesquelles on peut analyser lâĂ©volution du bassin en pĂ©riodes de dĂ©stockage et
dâaccumulation.
La figure 2.5 donne un exemple qui montre la complexitĂ© de lâĂ©tablissement du bilan Ă
lâĂ©chelle dâun bassin-versant, considĂ©rĂ©e comme une Ă©chelle locale.
Chapitre 2 â Hydrologie et niveau dâeau dans le sol
87
Figure 2.5. Bilan hydrologique Ă lâĂ©chelle locale
Bassin-versant de lâArroux. Termes moyens en mm pour la pĂ©riode 2000-2009.
Mise en Ă©vidence par le bilan de pertes se montant Ă 40 mm vers un autre systĂšme.
DâaprĂšs Renaud et al. (2011).
Le terme P a Ă©tĂ© calculĂ© dâaprĂšs la carte des surfaces isohyĂštes de la figure 2.3 et le terme ET
total par la formule empirique de Coutagne (1954, 1956). Le dĂ©bit Ă lâexutoire Q a Ă©tĂ© calculĂ©
grĂące Ă la chronique limnimĂ©trique (mesure de la hauteur dâun plan dâeau au cours du temps)
sur la riviĂšre Ă lâexutoire du bassin-versant, Ă la station hydrologique de Digoin. Les donnĂ©es
sur lâexportation et les prĂ©lĂšvements proviennent directement des gestionnaires : Voies navi-
gables de France (VNF) pour le canal du Centre et les compagnies en charge de lâalimentation
en eau potable (AEP). Le calcul du dĂ©ficit dâĂ©coulement par la mĂ©thode du bilan donne une
estimation pour lâĂ©vapotranspiration en excĂšs de 62 mm sur la formule de Coutagne.
Cet excĂšs sâexplique en partie par lâexportation de 11 mm pour alimenter le canal du Centre et
par une part perdue dans les processus industriels, y compris pour lâAEP, part estimĂ©e infĂ©-
rieure à 20 % des prélÚvements, soit 1,5 mm, ce qui laisse 49,5 mm de pertes à expliquer. En
soustrayant encore 9,5 mm dâĂ©coulement souterrain non mesurĂ© Ă la station hydrologique et
estimĂ© dâaprĂšs la puissance et la permĂ©abilitĂ© de lâaquifĂšre alluvionnaire, il reste enfin 40 mm
de pertes inexpliquĂ©es (reprĂ©sentant 11 % de la pluie nette), si lâon fait confiance Ă la formule
de Coutagne (noter que le résultat de la formule de Turc (1961) est encore plus défavorable).
Les hypothĂšses vraisemblables sont une exportation occulte vers les bassins-versants voisins
via des circuits karstiques et surtout lâalimentation de la nappe profonde du bassin minier dont
le niveau a montĂ© fortement en quelques annĂ©es depuis la fermeture et lâabandon des pom-
pages dâexhaure.
Théorie et pratique de la géotechnique
88
2.4.2 Applications nécessitant un bilan hydrologique
La connaissance du bilan hydrologique prĂ©sente de lâintĂ©rĂȘt Ă divers points de vue. Le bilan
permet :
â en agronomie, de contrĂŽler le dĂ©veloppement des cultures selon la teneur en eau des sols
(pédologie) ;
â en bioclimatologie, de prĂ©voir des impacts climatiques et leurs rĂ©percussions sur le couvert
végétal ;
â en hydrologie, de prĂ©voir les dĂ©bits des riviĂšres et notamment le dĂ©bit dâĂ©tiage ;
â en hydrogĂ©ologie, dâĂ©tudier la recharge et la vidange des nappes ;
â dans lâĂ©tude des risques naturels, de comprendre lâinfluence de lâeau sur les mouvements de
terrain afin de les anticiper ;
â en Ă©tude dâimpact des amĂ©nagements (barrages, urbanisation), de dĂ©finir les modifications
hydriques ;
â en Ă©tude de pollution, de prĂ©voir la dilution dâune source polluante.
Chacune de ces applications correspond Ă des Ă©chelles dâespace et de temps trĂšs diffĂ©rentes, et
possĂšde sa propre mĂ©thodologie. Il nây a donc pas de dĂ©marche intellectuelle unique pour
aborder un bilan hydrologique.
Les communications entre les systÚmes hydrologiques emboßtés sont aussi schématisées par
un bilan hydrologique. Un exemple typique de ces relations est dĂ©crit dans lâĂ©tude du systĂšme
complexe [aquifĂšre + riviĂšre].
2.5 Le systĂšme [aquifĂšre + riviĂšre]
En considĂ©rant une coupe verticale transversale au tracĂ© dâun cours dâeau, le point bas du
profil de dépression de la surface piézométrique de la nappe communiquant avec lui est dé-
terminĂ© par le niveau du cours dâeau. Lâinfluence rĂ©ciproque entre les fluctuations du niveau
de la nappe et celles du niveau du cours dâeau est un des problĂšmes majeurs en hydrologie,
par son impact sur la gestion de lâeau autant que par sa complexitĂ©. On ne traite pas ici des
fluctuations artificielles.
2.5.1 Relations géologiques, structurales et morphologiques
La plupart des aquifĂšres qui communiquent avec les riviĂšres et les lacs sont des aquifĂšres
alluviaux : on se limitera Ă ce type dâaquifĂšre Ă nappe libre tout en retenant que les processus
sont valables aussi pour dâautres nappes libres. Le cas particulier de la communication entre la
nappe dâun aquifĂšre cĂŽtier et lâocĂ©an nâest pas traitĂ© ici.
Les relations géostructurales et géomorphologiques sont diverses et elles varient le long du
tracĂ© du cours dâeau. Dans les relations hydrogĂ©ologiques entre un complexe alluvial et ses
reliefs encaissants, on distinguera trois cas (figure 2.6) :
Chapitre 2 â Hydrologie et niveau dâeau dans le sol
89
â il y a libre communication entre le complexe alluvial et lâencaissant dans les deux premiers
cas (a et b) ;
â le systĂšme aquifĂšre alluvial est indĂ©pendant dans le troisiĂšme cas (c) oĂč la couche imper-
mĂ©able est elle-mĂȘme dâorigine alluviale, constituĂ©e de matĂ©riaux fins, par exemple une vase,
ou encore dâalluvions granulaires colmatĂ©es par des argiles transportĂ©es en suspension par la
riviÚre et déposées dans la porosité.
Figure 2.6. Ăcoulement souterrain transversal entre la nappe des alluvions et la nappe
libre de la formation géologique encaissante
DâaprĂšs Castany (1967).
Au sein du complexe alluvial lui-mĂȘme, les relations entre le lit du cours dâeau et ses allu-
vions se déclinent en quatre configurations (figure 2.7) selon la position relative de la couche
impermĂ©able portant la nappe et des cotes minimum et maximum du cours dâeau. Dans le cas
(b) une source naĂźt quand la riviĂšre se rapproche de son niveau minimum. La source est per-
manente dans le cas (c). Le quatriĂšme cas (d) serait celui dâune alimentation par la profon-
deur, qui se ramĂšne en fait Ă la situation des nappes captives.
Théorie et pratique de la géotechnique
90
Figure 2.7. Ăcoulement souterrain transversal entre la nappe des alluvions et la riviĂšre
Selon la structure sédimentaire et les types de sources associées
La source du cas (b) est intermittente. DâaprĂšs Castany (1967).
Ces différents cas donnent un aperçu de la complexité du problÚme. Pour simplifier, on se
place dans le cas (a) dâun substratum impermĂ©able profond.
2.5.2 Relations hydrologiques cours dâeau â nappe alluviale
Dans cette section, on anticipe par nécessité sur les chapitres 13 et 16 de cet ouvrage : le lec-
teur y est renvoyé pour une présentation approfondie des notions abordées.
Pour Ă©tudier les interactions lors dâune crue provoquĂ©e par une averse, on va analyser une
sĂ©rie de coupes transversales montrant lâĂ©volution du niveau dâeau au cours du temps (fi-
gure 2.8). Sur ces coupes est représenté le profil piézométrique, qui délimite la zone de sol
contenant de lâair et la zone de sol saturĂ©e dâeau (en dessous) dont le volume reprĂ©sente la
nappe phrĂ©atique. LâĂ©coulement se fait toujours dans le sens du niveau dâeau dĂ©croissant,
donc ici de droite Ă gauche : lâamont de la nappe est Ă droite, lâaval Ă©tant limitĂ© Ă gauche par
la riviÚre avec laquelle le profil est en continuité. On confronte les courbes, au cours du
temps, du niveau du cours dâeau et du niveau piĂ©zomĂ©trique, câest-Ă -dire le niveau dâeau
mesurĂ© en un point P oĂč est installĂ© un tube appelĂ© piĂ©zomĂštre.
Les variations du niveau du cours dâeau sâexpriment en un seul point de rĂ©fĂ©rence (par
exemple le milieu du cours dâeau), car la surface de lâeau libre est horizontale. Le profil piĂ©-
zomĂ©trique de la nappe, dont la forme est approximativement parabolique, doit ĂȘtre suivi en
deux points (au moins), lâun P proche de la rive, lâautre R Ă une certaine distance. Ici, R est
choisi Ă la distance dâinfluence de lâonde de crue : au-delĂ de ce point, la hauteur de la nappe
ne varie pas au cours de la crue.
Chapitre 2 â Hydrologie et niveau dâeau dans le sol
91
Figure 2.8. Ăquilibre hydraulique en coupe transversale : Ă©volution au cours dâune crue
La courbe en pointillĂ© est lâĂ©tat initial de la surface de la nappe.
h et y sont mesurées par différence avec une altitude de référence, ici celle du substratum imperméable.
DâaprĂšs Castany (1967).
On part de la position des « basses eaux normales » du cours dâeau, situation que lâon trouve
aprÚs une période de déficit pluviométrique sans caractÚre exceptionnel (a). Les échanges
nappe/cours dâeau forment un « flot de base » Qa non nul dans une rĂ©gion au climat tempĂ©rĂ©.
Par la suite, le bilan des Ă©changes du point de vue du cours dâeau restera toujours positif, car
lâapport du cours dâeau Ă la nappe en pĂ©riode de crue (nĂ©gatif) ne dĂ©passe jamais le volume
apporté par le flot de base (positif), qui traduit la vidange ininterrompue de la nappe dans le
cours dâeau.
Théorie et pratique de la géotechnique
92
Dans cette Ă©volution, on distingue quatre phases principales (figure 2.9) :
1. Au dĂ©part, la diffĂ©rence de charge hydraulique y â h est positive et la nappe alimente le
cours dâeau : on dit que la nappe est en phase de dĂ©charge. Sur la portion parabolique du pro-
fil piézométrique, le débit souterrain transversal unitaire (dénommé flot de base seulement au
temps initial) au point P(x, y) sâexprime en m2/s (on est en 2D) :
2 2
2
y hq k
x
oĂč k, qui est le coefficient de permĂ©abilitĂ© en m/s, est lâaptitude du terrain Ă laisser transiter
lâeau dans sa porositĂ© (voir chapitre 13).
Figure 2.9. Hydrogramme de crue dâune nappe alluviale
Quand le niveau dans le cours dâeau en crue dĂ©passe le niveau de la nappe, la nappe est mise en charge par la riviĂšre.
Sinon, la nappe se décharge dans la riviÚre, ce qui est la situation habituelle.
DâaprĂšs Castany (1967).
DĂšs que la crue sâamorce (Ă©tape b), la diffĂ©rence de charge y â h diminue et avec elle le dĂ©bit
souterrain vers le cours dâeau. Cette dĂ©croissance se poursuit jusquâĂ lâĂ©galisation des niveaux
(Ă©tape c) : quand y = h, le dĂ©bit souterrain transversal sâannule. Au cours de cette phase, le
cours dâeau imposait le niveau de la base du profil piĂ©zomĂ©trique.
2. Puis, le niveau du cours dâeau sâĂ©lĂšve au-dessus du niveau de la nappe (Ă©tape d) mesurĂ© au
piézomÚtre choisi comme référence (point P de la figure 2.8). Ce niveau piézométrique monte
aussi, mais moins vite que la riviĂšre car le terrain freine lâĂ©coulement de lâeau. La diffĂ©rence
Chapitre 2 â Hydrologie et niveau dâeau dans le sol
93
de charge hydraulique y â h atteint un maximum en (eâČ), alors que ni la riviĂšre ni la nappe
nâont atteint leur maximum respectif (Ă©tape eâČ). Le dĂ©bit souterrain transversal maximum vers
la nappe est donc atteint avant le débit longitudinal maximum dans la riviÚre (pic de crue). La
raison en est que la charge de la nappe persiste à distance et génÚre un écoulement transversal
opposĂ© qui contrarie lâalimentation de la nappe par le cours dâeau. Au moment oĂč la riviĂšre
culmine (Ă©tape e), la nappe nâa pas encore atteint son niveau maximum propre qui sera retardĂ©
(et plus bas que le pic de la riviĂšre). La diffĂ©rence de charge y â h a commencĂ© Ă diminuer,
mais on sera encore dans la phase de recharge de la nappe jusquâau point (f) de la courbe.
Graphiquement, lâaire comprise entre le profil maximal et le profil initial de la piĂ©zomĂ©trie
reprĂ©sente le volume dâeau maximal fourni par le cours dâeau Ă la nappe dans cette coupe,
volume en excÚs qui est atteint au pic de la crue (étape e) et qui sera restitué à la riviÚre plus
loin Ă lâaval (rĂŽle de lâĂ©coulement longitudinal) au cours de la dĂ©crue.
3. De lâĂ©tape (a) Ă lâĂ©tape (e), lâhydrogramme est en phase de concentration. DĂšs que la dĂ©-
crue sâamorce, le niveau de la riviĂšre sâabaisse, mais cette variation est moins rapide quâĂ la
montĂ©e. Le niveau de la nappe baisse encore moins vite, et au moment oĂč les deux courbes se
croisent (étape f), on a à nouveau une différence de charge nulle, donc un débit souterrain
transversal nul. Le niveau auquel la riviĂšre et la nappe sâĂ©galisent est plus haut quâĂ la mon-
tĂ©e : lâaccroissement de la tranche dâeau dans lâaquifĂšre est notĂ© 1H. La diffĂ©rence de charge
y â h va croissant et avec elle le dĂ©bit souterrain transversal. La diffĂ©rence de charge maxi-
male est atteinte au point (g) de la courbe (étape g) : là , le débit souterrain transversal com-
mence Ă dĂ©croĂźtre, puis rejoint la courbe du dĂ©bit longitudinal du cours dâeau.
4. Au-delĂ , le niveau entre dans une phase de dĂ©croissance lente qui sâachĂšve lorsquâil re-
trouve sa valeur initiale : câest la phase de tarissement. Ă partir de lâĂ©tape (g), le dĂ©bit longitu-
dinal du cours dâeau est entiĂšrement constituĂ© par lâapport transversal de la nappe qui tend
asymptotiquement vers le flot de base. La décharge épuise la réserve excédentaire et la courbe
de tarissement de lâhydrogramme reprĂ©sente celle de lâĂ©coulement souterrain transversal.
2.5.3 Courbe de tarissement, vidange des nappes et réserves
Lâanalyse de la courbe de tarissement est importante pour lâĂ©tude, dâune part, du rĂ©gime des
cours dâeau en pĂ©riode de dĂ©ficit pluviomĂ©trique, dâautre part, des rĂ©serves en eaux souter-
raines. En effet, cette courbe caractĂ©rise Ă la fois le flot de base du cours dâeau et la vidange
de la nappe. Elle permet aussi de calculer la capacitĂ© dâemmagasinement du bassin-versant.
Cette courbe est dâautant plus caractĂ©ristique que la pĂ©riode de sĂ©cheresse est longue. La
dĂ©croissance du dĂ©bit est dâailleurs plus rĂ©guliĂšre en pays semi-aride quâen climat tempĂ©rĂ©.
LâĂ©coulement longitudinal du cours dâeau Ă©vacue lâeau drainĂ©e naturellement depuis la nappe
vers le cours dâeau (figure 2.10). Cette vidange transversale au niveau du coteau et des berges
provoque la descente progressive du profil piĂ©zomĂ©trique dâun niveau (g), oĂč le cours dâeau
avait un dĂ©bit initial Q0 qui correspond Ă lâĂ©tape (g) de la figure 2.8, jusquâĂ un niveau (a)
final oĂč le cours dâeau atteint le dĂ©bit de base Qa.
Théorie et pratique de la géotechnique
94
2.5.3.1 Coefficient de tarissement et capacitĂ© dâemmagasinement
Pour un cours dâeau drainant un bassin-versant, on a la mĂȘme formule que pour la vidange
dâune nappe en rĂ©gime non influencĂ©, câest-Ă -dire durant une pĂ©riode sans apport extĂ©rieur. Le
dĂ©bit Ă lâexutoire est uniquement fonction du volume dâeau accumulĂ© dans la nappe qui
lâalimente (figure 2.10). On dĂ©termine la formule qui rĂ©git la vidange en assimilant la nappe Ă
un vaste rĂ©cipient rempli dâun matĂ©riau poreux (figure 2.11).
Figure 2.10. Vidange de la nappe dans une coupe transversale
de la riviĂšre et de lâaquifĂšre
Le profil piĂ©zomĂ©trique montre que la nappe alimente le cours dâeau. DâaprĂšs Castany (1967).
Figure 2.11. ModÚle réservoir de la vidange de nappe
H0 est la cote du niveau dâeau initial au-dessus du niveau de rĂ©fĂ©rence des altitudes, au moment oĂč le dĂ©bit est Q0.
DâaprĂšs Castany (1967).
Le dĂ©bit dĂ©versĂ© Q est proportionnel (constante C) Ă la charge hydraulique h. Entre lâinstant t
et t + dt, la nappe libĂšre un volume dV :
dV = Qâdt = Câhâdt = âAâdh
oĂč A est lâaire de la base du rĂ©cipient.
DâoĂč : d
dh
C t Ah
dont lâintĂ©gration conduit Ă la formule de Maillet (1906) :
0 0exp (C
Q Q t tA
(2.1)
Chapitre 2 â Hydrologie et niveau dâeau dans le sol
95
On appelle
C
A (2.2)
le coefficient de tarissement. Câest une constante caractĂ©ristique du matĂ©riau de lâaquifĂšre.
Pour deux instants t0 et t1 tels que t1 â t0 = 1, on a Q1 = Q0âexp(â) qui signifie que la loi de
dĂ©croissance est toujours la mĂȘme, quel que soit lâintervalle considĂ©rĂ©.
La reprĂ©sentation graphique des mesures de dĂ©bit au cours du temps, dâexpression gĂ©nĂ©rale
Q = Q0âexp(âât), est une droite qui permet dâidentifier Q0 et . Une autre formulation de la
mĂȘme courbe fait intervenir le flot de base Qa :
Qt â Qa = (Q0 â Qa)âexp(âât) (2.3)
Dans cette formule, quelle que soit lâunitĂ© des dĂ©bits, le temps peut ĂȘtre en secondes ou en
jours du moment que le terme dans la fonction exp reste sans unitĂ©. Câest lors du passage aux
volumes quâil faut faire attention Ă lâunitĂ©.
En pratique, cette formule de tarissement ne convient que pour un cours dâeau dont le bassin-
versant est pauvre en terrains permĂ©ables et oĂč la rĂ©gularisation est faible. Dans les terrains
trÚs perméables, donc à fort rÎle régulateur, la courbe des débits est différente (débits notés
QâČ) et on utilise la formule de Tison :
0
2(1 )t
Q'Q'
' t
(2.4)
oĂč âČ est diffĂ©rent de , mais toujours homogĂšne Ă lâinverse du temps. Ici, si les dĂ©bits
sâexpriment en m3/s, le temps est nĂ©cessairement en secondes.
La courbe rĂ©elle se rapproche dâautant plus de la courbe de tarissement thĂ©orique que la pĂ©-
riode de sécheresse (donc de vidange sans influence) est longue.
En négligeant les pertes par évapotranspiration, on a une estimation par défaut de la capacité
Vs dâemmagasinement du matĂ©riau aquifĂšre :
â selon Maillet,
0
0s ( ) d
t
QV Q t t
en m
3 oĂč est en jour si Q0 est en m
3/jour (2.5)
â selon Tison, 0
s
(1 )
Q'V
' ' t
en m3 avec t en secondes (2.6)
La réserve régulatrice est directement liée aux variations du niveau piézométrique et elle
alimente lâĂ©coulement souterrain transversal. On peut lâestimer par plusieurs mĂ©thodes de
calcul qui nécessitent toujours des données recueillies sur plusieurs années pour avoir une
moyenne la plus représentative possible.
Théorie et pratique de la géotechnique
96
2.5.3.2 Bilan de nappe et relation entre variation de charge et emmagasinement
Le tarissement correspond Ă la vidange de la rĂ©serve rĂ©gulatrice qui peut ĂȘtre totale. Le flot de
base est assuré par la vidange, en général partielle, de la réserve permanente (figure 2.12).
Celle-ci est le volume dâeau encore contenu dans lâaquifĂšre aprĂšs le tarissement des sources
(niveau piĂ©zomĂ©trique minimum atteint), volume parfois important qui est une ressource Ă
exploiter, dans une marge qui doit rester raisonnable. Elle nâest permanente quâĂ lâĂ©gard des
Ă©coulements naturels et en lâabsence de sĂ©cheresse prolongĂ©e. Pour une pĂ©riode donnĂ©e, on
peut Ă©crire le bilan de la nappe sous la forme :
P â Q = câEr ± R
oĂč tous les termes sont en mm par convention et
sV
RA
(2.7)
oĂč A est la superficie totale de la nappe.
Q est ici la lame dâeau Ă©coulĂ©e, P la lame de pluie, Er la lame dâeau Ă©vapotranspirĂ©e relative
qui se calcule par diverses formules empiriques, mais est pondérée par une constante c pour
tenir compte de lâincertitude, et R la variation de rĂ©serve associĂ©e (proportionnelle, constante
b) Ă h, variation aussi appelĂ©e indice dâemmagasinement, en mm (Castany, 1967).
P â Q = câEr ± bâh
Il suffit donc de prendre deux valeurs de h annuel et dâĂ©crire deux fois cette Ă©quation pour
dĂ©terminer c et b. La variation piĂ©zomĂ©trique h est mesurĂ©e au cours dâune pĂ©riode de taris-
sement dans un ou plusieurs puits témoins. Se reporter au chapitre 16 pour approfondir la
relation entre la réserve et la variation de charge h.
Figure 2.12. RĂ©serves de lâaquifĂšre
DâaprĂšs Castany (1967).
Chapitre 2 â Hydrologie et niveau dâeau dans le sol
97
2.5.3.3 Ătude de lâindice dâemmagasinement Ă partir de lâhydrogramme
Une formule empirique nous donne le volume dâeau emmagasinĂ©e, avec Qt le dĂ©bit en fin de
sĂ©cheresse et Q0 le dĂ©bit du cours dâeau Ă t0 qui sont lus sur la courbe de tarissement :
1
0
0
86,4
1 ( / ) tt
QV
Q Q
DâaprĂšs lâĂ©quation (2.7), la variation de rĂ©serve est :
1
0
0
86,4 ( )
1 ( / ) t
t
t
Q QR
A Q Q
(2.8)
2.6 Application sur le bilan et le tarissement
Le cycle hydrologique est caractĂ©risĂ© par lâinterdĂ©pendance de ses composantes et par un
équilibre dynamique. Cela signifie que si un processus est perturbé, tous les autres le sont, y
compris les cycles gĂ©ochimiques (cycle de lâazote, du carbone, du phosphore, etc.). En parti-
culier, le cycle hydrologique est influencé par les activités humaines, qui agissent de façons
diverses sur les processus de transport et de transformation de lâeau : construction de rĂ©ser-
voirs, transport pour lâindustrie, captage des eaux phrĂ©atiques, irrigation et drainage, correc-
tion des cours dâeau, utilisation agricole des sols, urbanisation, pluies provoquĂ©es, etc. On
rĂ©sume ici une Ă©tude qui tente de prendre en compte tous les maillons du cycle de lâeau dans
une perspective classique de gestion de la ressource. On fait appel Ă la notion de bilan et Ă
celle, aussi importante, de réserve régulatrice, présentée dans la section précédente.
LâArroux est un affluent bourguignon de la Loire sur sa rive droite dont le parcours est
presque entiÚrement contenu dans le département de la SaÎne-et-Loire. La problématique
retenue est la suivante : du fait de la généralisation des prélÚvements souterrains et superfi-
ciels pour lâalimentation en eau (potable ou non), au sein du bassin-versant de lâArroux, et
compte tenu de la vulnérabilité de ces ressources (tant du point de vue qualitatif que quantita-
tif), il est opportun dâĂ©tudier les capacitĂ©s des autres ressources souterraines du bassin-versant
pour pallier un possible manque.
Le bassin-versant de lâArroux est un sous-bassin du bassin-versant Loire-Bretagne : il est
donc orientĂ© par le schĂ©ma directeur dâamĂ©nagement et de gestion des eaux (Sdage) Ă©laborĂ©
par le comitĂ© de bassin de Loire-Bretagne. La Commission locale de lâeau (CLE) est en
charge dâĂ©laborer et de mettre en Ćuvre le schĂ©ma (local) dâamĂ©nagement et de gestion des
eaux (Sage) sur le bassin Arroux-Bourbince.
Une rĂ©currence du franchissement des seuils dâalerte et de crise a Ă©tĂ© constatĂ©e en pĂ©riode
dâĂ©tiage sur le bassin-versant de lâArroux. LâĂ©tude procĂšde, dans les limites du territoire Ă©tu-
diĂ© et des donnĂ©es disponibles, dâune part Ă un bilan hydrologique complet sur la pĂ©riode
2000-2009, dâautre part Ă un bilan des ressources souterraines en eau dans les formations
gĂ©ologiques prĂ©sentes. LâĂ©tude ne traite pas de la qualitĂ© des eaux, mais procĂšde Ă un bilan
Théorie et pratique de la géotechnique
98
hydrologique quantitatif sur ce bassin-versant regroupant environ 204 300 habitants sur une
superficie de 3 166 km2.
Le bilan (figure 2.5) met en Ă©vidence un dĂ©ficit dâĂ©coulement (par dĂ©finition, dĂ» essentielle-
ment Ă lâĂ©vapotranspiration) qui est dans lâordre de grandeur attendu (environ les 2/3 des
3 milliards de m3 précipités par an), mais qui paraßt légÚrement excessif comparé aux résultats
des formules dâestimation couramment utilisĂ©es (Coutagne et Turc). Les causes possibles de
ce dĂ©ficit exagĂ©rĂ© sont des pertes karstiques vers lâextĂ©rieur (fuites vers des bassins-versants
voisins) ou des pertes en profondeur alimentant la remontĂ©e de nappe de lâaquifĂšre houiller
qui se poursuit depuis la fin de lâextraction du charbon.
Le cumul des prélÚvements annuels (AEP et alimentation du canal du Centre, estimés chacun
Ă 3 % du volume total Ă©coulĂ© Ă lâexutoire) Ă©quivaut au volume de la rĂ©serve rĂ©gulatrice. Celle-
ci représente 6 % du volume total écoulé chaque année sur le bassin-versant : elle peut se
reconstituer pendant le printemps, mais on observe quâelle est souvent Ă©puisĂ©e avant lâentrĂ©e
dans la période sÚche (figure 2.13). En période estivale, la réserve régulatrice déjà entrée dans
sa phase asymptotique de dĂ©croissance nâassure pas plus que le dĂ©bit de base. Les variations
de débit observées à la station de Rigny-sur-Arroux sont alors directement liées aux précipita-
tions. Ainsi, le maintien dâun dĂ©bit supĂ©rieur au seuil de crise renforcĂ©e dĂ©pend directement
des précipitations durant la période estivale. Cela dénote une situation critique, malgré le
retour diffĂ©rĂ© (espace et temps) des volumes AEP au bassin-versant via lâassainissement col-
lectif ou non, dâautant plus critique que lâapprovisionnement du canal du Centre est une perte
nette pour le bassin-versant.
Ces circonstances tendent à expliquer la fréquence de franchissement du seuil de crise renfor-
cĂ©e (4 annĂ©es dâoccurrence en 10 ans) en dĂ©pit de plusieurs facteurs favorables : la constance
démographique, une gestion intelligente voire optimisée par les principales industries et une
irrigation agricole déclarée quasi négligeable. En outre, 25 % de la population du bassin-
versant est dĂ©pendante dâun assainissement non collectif (ANC), mode dâassainissement qui
participe directement Ă la recharge de la nappe.
On a effectuĂ© lâanalyse de la courbe de tarissement sur deux tronçons de lâArroux et on
montre ici le tronçon amont du cours dâeau, Ă la station hydrologique de Dracy-Saint-Loup,
caractérisant les réserves régulatrices des roches cristallines du massif du Morvan. On identi-
fie graphiquement les paramĂštres de la formule de Maillet (Ă©quation 2.1) en reportant sur un
papier semi-logarithmique les débits journaliers en m3/s en fonction du temps en jours. On
obtient le graphique (à droite) de la figure 2.13. Une fois la droite ajustée, on trouve graphi-
quement Qt = 4,5âeâ0,06539
t. Pour calculer le volume dâeau emmagasinĂ© Ă t = 0, dâaprĂšs
lâĂ©quation (2.5), on a : V = (4,5 Ă 86 400)/0,06539 = 5 945 863 m3. Pour ce sous-bassin ver-
sant de 776 km2, cela donne un indice dâemmagasinement de 7 000 m
3/km
2. Notons que la
courbe de tarissement a Ă©tĂ© Ă©tablie pour le mois dâavril, en pĂ©riode de hautes eaux : ce volume
doit donc correspondre au volume maximal de la réserve régulatrice. On voit que la réserve
totale disponible au dĂ©but du mois dâavril 2007 est supĂ©rieure Ă la rĂ©serve rĂ©gulatrice, puisque
Q0 est sous les points du dĂ©but de la courbe. Ce nâest pas toujours le cas, bien sĂ»r, et cela
confirme la pertinence du choix effectué.
Chapitre 2 â Hydrologie et niveau dâeau dans le sol
99
Figure 2.13. Interprétation graphique de la courbe de tarissement
Débits journaliers en m3/s, avril 2007, station hydrologique de Dracy-Saint-Loup. Coefficient de détermination de la
droite de rĂ©gression R2 = 0,96. DâaprĂšs Renaud et al. (2011), donnĂ©es tirĂ©es de : http://www.hydro.eaufrance.fr
La carte géologique du bassin montre une trÚs forte disparité des formations. Les calcaires et
marnes du Lias, du Bajocien et de lâOligocĂšne sont peu reprĂ©sentĂ©s. Les grĂšs rouges du Per-
mo-Trias sont présents, ainsi que des sédiments détritiques indifférenciés du Saxonien et de
lâAutunien (Permien) et surtout les roches plutoniques de lâantĂ©-Permien qui affleurent large-
ment sur la carte.
Les sables et argiles du Bourbonnais du Plio-Quaternaire occupent des surfaces non négli-
geables dans le sud du bassin-versant. Le faciÚs prédominant est constitué de sables et de
graviers. Compte tenu de ces caractéristiques, ces formations aquifÚres sont déjà partiellement
exploitées et pourraient se révéler intéressantes.
Au sud, la géologie est principalement composée du bassin houiller de Blanzy. Les forma-
tions houillĂšres du StĂ©phano-Permien reprĂ©sentent un gisement dâeau important en volume,
mais inexploitable pour lâadduction en eau potable ou lâirrigation en raison de sa trĂšs forte
minéralisation.
Enfin, dans les diffĂ©rents massifs granitiques de lâantĂ©-Permien de la partie nord du bassin-
versant, on note des dĂ©bits de lâordre de la dizaine de m3/h. Sous la faible couverture des
arĂšnes granitiques, ces aquifĂšres fissurĂ©s prĂ©sentent lâavantage dâavoir des dĂ©bits suffisants et
constants, ainsi quâune bonne accessibilitĂ©.
Théorie et pratique de la géotechnique
100
Les prĂ©conisations pour faire face Ă la rĂ©currence du manque dâeau sâorientent selon deux
axes : la crĂ©ation dâune retenue de lâordre de 12 millions de m3 est proposĂ©e afin de soutenir
les dĂ©bits dâĂ©tiage de lâArroux, accompagnĂ©e dâune politique de prĂ©servation accentuĂ©e de la
ressource (lutte contre les pollutions, Ă©conomie dâeau par le biais notamment du perfection-
nement des rĂ©seaux de distribution et surveillance des prĂ©lĂšvements alternatifs, estimĂ©s Ă
15 % de la consommation moyenne annuelle dâeau potable). Le second axe concerne
lâexploration de gisements souterrains non encore ou peu exploitĂ©s dans la partie nord du
bassin-versant, prĂ©cisĂ©ment lâhorizon fissurĂ© sous les altĂ©rites des granites affleurants de
lâantĂ©-Permien, avec mise en place dâune protection de cette rĂ©serve potentielle.
2.7 Impact potentiel de la crue de nappe sur un bĂątiment
La prise en compte du risque associé à une crue de nappe dans un projet de fondations sous
nappe a pour objectif de rĂ©duire lâimpact Ă©ventuel sur le chantier pendant la construction et
sur la tenue des futurs bĂątiments.
2.7.1 Ătude prĂ©visionnelle du niveau des plus hautes eaux (NPHE)
On a souvent besoin de déterminer la cote maximale que peut atteindre la nappe dans cer-
taines conditions. Les applications sont multiples : cuvelage, impermĂ©abilisation, calcul dâune
sous-pression (il faut alors un piĂ©zomĂštre sĂ©lectif), calcul dâun dĂ©bit dâexhaure, prĂ©vision de
la boulance, dimensionnement des barbacanes et des évents, etc. Cela souligne la nécessité de
disposer de piézomÚtres bien conçus, bien réalisés et bien développés : la simplicité apparente
du principe du piĂ©zomĂštre ne doit pas laisser croire que câest un ouvrage nĂ©gligeable.
Le contenu dâune Ă©tude de niveau des plus hautes eaux (NPHE) dĂ©pend de lâidĂ©e que lâon se
fait a priori de la sollicitation associĂ©e Ă un cours dâeau ou Ă une activitĂ© dans le voisinage du
projet : battement saisonnier de la nappe, onde de crue de la riviĂšre, arrĂȘt de pompage indus-
triel à proximité.
Les eurocodes sont des codes européens de conception et de calcul des ouvrages qui se substi-
tuent aux codes nationaux. Ils forment dix groupes de textes couvrant les aspects techniques
du calcul structural des bùtiments et des ouvrages de génie civil. Chaque eurocode est accom-
pagnĂ© dâune annexe nationale qui prĂ©cise certains choix et options permettant leur application
dans chaque pays. La transposition des eurocodes en normes françaises homologuées est
rĂ©alisĂ©e par lâAssociation française de normalisation (Afnor) selon les rĂšgles du ComitĂ© euro-
péen de normalisation (CEN).
Chaque pays dĂ©cline ensuite des normes dâapplication nationale. Les normes dâapplication
françaises de lâEurocode 7 â Calcul gĂ©otechnique (EN 1997 ; en abrĂ©gĂ© EC7) ont Ă©tĂ© Ă©labo-
rées dans la continuité des anciennes normes et de la pratique géotechnique françaises. Ce
sont actuellement :
â les Ă©crans de soutĂšnement (NF P 94-282) ;
Chapitre 2 â Hydrologie et niveau dâeau dans le sol
101
â les remblais renforcĂ©s et massifs en sol clouĂ© (NF P 94-270) ;
â les fondations profondes (NF P 94-262) ;
â les fondations superficielles (NF P 94-261).
Ces quatre normes dĂ©finissent les niveaux dâeau Ă prendre en compte dans la justification des
ouvrages. Il est rappelĂ© que les niveaux dâeau relĂšvent des donnĂ©es gĂ©omĂ©triques et que leurs
valeurs sont, selon le cas, des valeurs par excÚs ou par défaut des niveaux mesurés, nominaux
ou estimĂ©s, en tenant compte de lâeffet favorable ou dĂ©favorable des actions qui en dĂ©coulent.
Les valeurs des niveaux dâeau sont Ă fixer par le marchĂ© ou Ă dĂ©faut avant le dĂ©but des Ă©tudes
de projet. La durĂ©e de vie de lâouvrage, temps de rĂ©fĂ©rence, doit ĂȘtre spĂ©cifiĂ©e : par exemple
50 ans pour un bĂątiment, 100 ans pour un pont (NF EN 1990 de mars 2003). Des indications
sont donnĂ©es pour fixer les niveaux dâeau de rĂ©fĂ©rence : elles sont de la compĂ©tence des hy-
drogéologues. Il y a lieu de définir dans les piÚces du marché un niveau piézométrique en
phase travaux.
Figure 2.14. DĂ©termination des niveaux dâeau EB, EF, EH, EE
Dans NF P 94-262.
Les définitions qui suivent (figure 2.14) se réfÚrent à la norme NF EN 1990/NA (norme
dâapplication nationale française de lâEurocode 0, base de calcul des structures) :
â le niveau quasi permanent ou niveau EB des « basses eaux » est le niveau susceptible dâĂȘtre
dĂ©passĂ© pendant 50 % du temps de rĂ©fĂ©rence : il est conçu en termes probabilistes dâaprĂšs la
chronique des niveaux enregistrés depuis une longue durée ;
â le niveau frĂ©quent ou niveau EF est le niveau susceptible dâĂȘtre dĂ©passĂ© pendant 1 % du
temps de rĂ©fĂ©rence ; il est conçu de la mĂȘme façon que EB, mais sur un fractile diffĂ©rent ;
Théorie et pratique de la géotechnique
102
â le niveau EH des « hautes eaux », Ă la diffĂ©rence des deux prĂ©cĂ©dents, nâest pas un fractile
de la distribution probabiliste des niveaux dâeau : il est dĂ©fini par la pĂ©riode de retour qui est
prise Ă©gale Ă la pĂ©riode de rĂ©fĂ©rence ; si celle-ci est de 50 ans, câest le niveau dâun Ă©vĂ©nement
qui ne sâest produit quâune fois dans les derniers 50 ans (ou deux fois depuis 100 ans si une
chronique plus longue existe) et qui est donc susceptible, en terme de probabilitĂ©, dâĂȘtre at-
teint ou dĂ©passĂ© une seule fois dans les prochains 50 ans. Cela nâexclut pas lâĂ©ventualitĂ© quâil
se produise 2 ou 3 fois dans les prochains 50 ans, simplement câest peu probable ;
â le niveau accidentel EE correspond Ă une cote qui nâa pas forcĂ©ment Ă©tĂ© enregistrĂ©e dans la
chronique, qui lâa Ă©tĂ© une seule fois sur une trĂšs longue pĂ©riode et qui est donc considĂ©rĂ©e
comme une exception ou qui a Ă©tĂ© enregistrĂ©e ailleurs : Ă cette cote arbitraire qui a le rĂŽle dâun
facteur de sĂ©curitĂ© doit ĂȘtre prĂ©vu dans la structure un dispositif dâĂ©crĂȘtement limitant la pres-
sion de lâeau.
LâĂ©tude prĂ©visionnelle des niveaux dâeau doit faire lâobjet dâune Ă©tude Ă la fois historique et
prospective. LâĂ©tude historique est bien mentionnĂ©e par les « Recommandations de lâUnion
syndicale gĂ©otechnique » qui stipule : « La connaissance approfondie des variations dâune
nappe en fonction du temps nécessite des relevés réguliers sur une période prolongée sur
plusieurs dĂ©cennies. Les mesures piĂ©zomĂ©triques, effectuĂ©es dans le cadre dâune Ă©tude gĂ©o-
technique immĂ©diatement avant la rĂ©alisation dâun projet, ne renseignent que sur une courte
période. »
Les niveaux dâeau prĂ©visionnels dĂ©pendent :
â du niveau dâĂ©tiage ;
â du battement saisonnier ;
â de lâamplitude dâune onde de crue ;
â des variations de la nappe dues aux activitĂ©s anthropiques.
Le niveau dâĂ©tiage et le battement saisonnier doivent ĂȘtre Ă©tablis sur une longue pĂ©riode histo-
rique.
Lorsque le niveau dâun cours dâeau monte, lâonde de crue se propage en sâamortissant. Dans
le cas oĂč lâon ne dispose pas dâenregistrements de la propagation de lâonde de crue, on peut
utiliser la formule approchée (2.9), qui suppose une crue de forme sinusoïdale de période t0 et
dâamplitude A0, permettant dâestimer la variation de la nappe liĂ©e Ă la crue sur la base des
deux principales caractĂ©ristiques hydrodynamiques de lâaquifĂšre (voir chapitre 16), la trans-
missivitĂ© T et le coefficient dâemmagasinement S, et de la distance x au cours dâeau.
0
0
expS
A A xt T
(2.9)
Dans lâĂ©valuation des niveaux dâeau, on devra en outre prendre en compte lâĂ©volution pos-
sible de lâenvironnement urbain et industriel, et les projets de grands travaux sur les niveaux
des nappes (arrĂȘts de pompage, grandes fouilles, pompages temporaires, etc.). Cette Ă©valua-
tion fait lâobjet dâĂ©tudes hydrogĂ©ologiques complexes.
Chapitre 2 â Hydrologie et niveau dâeau dans le sol
103
2.7.2 Application : projet de fondations de bĂątiment sous nappe
ConsidĂ©rons un projet type en zone rĂ©sidentielle, un bĂątiment R+7 dont lâemprise au sol
couvre les 625 m2 de la parcelle, avec deux niveaux de sous-sols. Le niveau de sous-sol infé-
rieur est à environ 5 m de profondeur par rapport au terrain dit naturel (TN) qui présente une
surface plane et horizontale. La parcelle est actuellement occupée par une cour intérieure
entourĂ©e de bĂątiments dâactivitĂ©s, dâhabitations ou de garages en rez-de-chaussĂ©e ou R+1 sans
sous-sol.
Le site est Ă Boulogne-Billancourt, dans la plaine alluviale de la Seine. Selon les Ă©tudes dis-
ponibles Ă proximitĂ© du site et dâaprĂšs la carte gĂ©ologique au 1/50 000 (figure 2.15), les ter-
rains intéressés par le projet concernent les formations géologiques suivantes :
â remblais : terre vĂ©gĂ©tale, sables, matĂ©riaux de dĂ©molition et autres matĂ©riaux liĂ©s aux amĂ©-
nagements antérieurs ;
â alluvions modernes : dĂ©pĂŽts limoneux, argileux et sableux, avec des niveaux tourbeux ; de
permĂ©abilitĂ© horizontale kh = 10â5
m/s et de permĂ©abilitĂ© verticale kv = 5â10â7
m/s ;
â alluvions anciennes : sables plus ou moins grossiers et graves, avec rognons de silex, galets
de calcaire et craie, qui occupent la basse terrasse ; kh = 3â10â3
m/s, kv = 10-4
m/s ;
â marnes de Meudon : marnes calcareuses grisĂątres sans fossiles ; kh = kv = 10â7
m/s ;
â craie Ă silex : calcaire blanc et tendre stratifiĂ© de lits de silex noirs.
Figure 2.15. Extrait de carte géologique
Feuille de Paris, n° 183, secteur appartenant à la commune de Boulogne-Billancourt, BRGM.
Théorie et pratique de la géotechnique
104
Les eaux de la tranche supérieure de la craie, en équilibre avec celle des alluvions, constituent
une nappe Ă kh = kv = 10â3
m/s qui se maintient légÚrement plus haut que le niveau de la Seine,
soit en période normale ou quasi permanente (basses eaux) vers 27 m NGF. La nappe est en
relation plus ou moins directe avec la Seine. Les niveaux dâeau observĂ©s peuvent donc
sâĂ©lever ou sâabaisser selon le battement saisonnier, qui est liĂ© Ă lâalimentation directe de la
nappe par les eaux mĂ©tĂ©oriques, et selon lâamortissement des ondes de crue de la Seine dans
lâaquifĂšre (figure 2.16).
Figure 2.16. Onde de crue mesurée en juin 2007 et onde de crue restituée par un modÚle
Site Rhin et Danube Ă Boulogne-Billancourt.
Selon les données du Service de la navigation, les niveaux des crues de la Seine ont atteint les
cotes indiquĂ©es dans le tableau 2.4 au pont de Billancourt, distant dâenviron 500 m du site.
Tableau 2.4. Cote atteinte par la Seine lors de trois crues historiques
Année de crue Période de retour Altitude au pont de Billancourt
1910 100 ans (crue exceptionnelle) 31,68 m NGF
1955 50 ans 30,80 m NGF
1970 10 ans 29,46 m NGF
La retenue normale ou quasi permanente (basses eaux) de la Seine au droit de ce pont est de
26,39 m NGF. La commune a fait lâobjet Ă plusieurs reprises dâarrĂȘtĂ© de catastrophe naturelle
du fait dâinondation par crue de la Seine, par ruissellement ou coulĂ©e de boue. Le site du pro-
Chapitre 2 â Hydrologie et niveau dâeau dans le sol
105
jet se trouve hors de la zone inondable de la Seine et en zone dâalĂ©a « moyen » vis-Ă -vis du
risque de remontée de nappe (figure 2.17).
La rĂ©alisation du projet comprend la rĂ©alisation dâune fouille blindĂ©e par une paroi moulĂ©e
principalement dans les alluvions anciennes. Le niveau dâassise prĂ©visionnelle des fondations
est Ă 5,50 m de profondeur par rapport au TN (34,30 m NGF), soit Ă la cote 28,80 m NGF.
Figure 2.17. Extrait de la carte du risque dâinondation par crue de nappe
Source : BRGM.
Le contrÎle du niveau piézométrique est obligatoire avant et pendant les travaux pour vérifier
que lâon est dans une pĂ©riode favorable. En juin 2007, le niveau de la nappe se trouve vers
8,0 m de profondeur par rapport au terrain naturel (TN) actuel, soit Ă 26,30 m NGF. Le fond
de fouille du projet nâatteindra pas la nappe dans les conditions du mois de juin 2007 ; elle
pourra donc ĂȘtre rĂ©alisĂ©e Ă sec.
Mais un systĂšme de rabattement de la nappe est Ă prĂ©voir en phase chantier, au cas oĂč le ni-
veau de la nappe remonterait et atteindrait le fond de fouille durant les travaux. Le pompage
en pleine fouille étant interdit (débit trop fort qui risque de déstabiliser les parcelles mi-
Théorie et pratique de la géotechnique
106
toyennes ou dâentraĂźner des particules fines), le rabattement sâeffectuera au moyen de puits
filtrants Ă lâintĂ©rieur de la fouille.
Le niveau des plus hautes eaux (EH) est situé à 4,0 m de profondeur (soit 30,30 m NGF) par
rapport au TN. La position du sous-sol inférieur rend donc ce dernier inondable par une re-
montée de nappe en cas de crue cinquantennale. Un systÚme de protection permanent contre
lâeau doit ĂȘtre mis en place. On peut prĂ©coniser les dispositifs constructifs suivants :
â un radier Ă©tanche, avec un cuvelage mis en Ćuvre jusquâĂ la cote 32,20 m NGF (31,70 m
NGF + 0,50 m) ; on vĂ©rifie que lâensemble du poids du bĂątiment est supĂ©rieur Ă la sous-
pression dâeau en affectant chacun des termes des coefficients de sĂ©curitĂ© imposĂ©s par la
norme (condition Ă©tat limite ultime de lâEC7-1). Ce dispositif Ă©vite tout pompage et rejet
dâeau ;
â un radier drainant, Ă©quipĂ© de cunettes pĂ©rimĂ©triques associĂ©es Ă un tapis drainant en sous-
face du dallage et Ă un systĂšme de pompage du dĂ©bit dâexhaure. Ce systĂšme est efficace pour
une faible remontée de la nappe (0,5 m) au-dessus du niveau inférieur du sous-sol, mais la
prĂ©sence dâhumiditĂ© nâest pas Ă exclure ;
â un sous-sol inondable en cas de remontĂ©e de nappe, un dispositif qui nĂ©cessite des Ă©vents
pour permettre lâentrĂ©e de lâeau dans le sous-sol et Ă©viter la surpression autour des fondations.
Cette solution est Ă©conomique, mais peut sâavĂ©rer difficilement gĂ©rable.
Cet exemple illustre le fait que la prise en compte de lâalĂ©a remontĂ©e de nappe dans le do-
maine de la construction de bĂątiments reste dans le cadre habituel des fluctuations saison-
niÚres ou interannuelles associées à la météorologie. Elle se fonde essentiellement sur la no-
tion rĂ©glementaire de NPHE. Elle ne considĂšre pas le risque dâune remontĂ©e du niveau de
rĂ©fĂ©rence de la nappe ou du niveau moyen, qui apparaĂźtrait suite au changement dâusage des
quartiers cibles : de lâabandon dâĂ©tablissements industriels Ă la crĂ©ation dâimmeubles de bu-
reaux ou dâinstallations de loisirs moins consommateurs dâeau de nappe.
2.8 Lâinfiltration
On a dĂ©jĂ vu que lâeau prĂ©cipitĂ©e sur un bassin-versant, une fois retranchĂ©e la quantitĂ© Ă©vapo-
rée, se répartit en eau interceptée, stockée en surface, infiltrée et ruisselée. Comme la neige ne
sâinfiltre pas, on parlera ici de pluie et non de prĂ©cipitations. La pluie nette reprĂ©sente la quan-
titĂ© de pluie qui atteint strictement la surface du terrain lors dâune averse et contribue aux
écoulements. La séparation de la pluie nette, entre la pluie infiltrée et la pluie ruisselée,
sâappelle, du point de vue de lâĂ©coulement, fonction de production. Ce concept est utile Ă
lâĂ©tude de la rĂ©ponse hydrologique du systĂšme.
La quantitĂ© dâeau collectĂ©e puis transportĂ©e par la riviĂšre hors du bassin-versant rĂ©sulte des
prĂ©cipitations directes Ă la surface mĂȘme du cours dâeau et des Ă©coulements de surface, de
subsurface et souterrain, parvenant Ă lâexutoire du bassin-versant. La proportion entre ces
diffĂ©rents Ă©coulements nâest pas dĂ©finie de façon directe par la quantitĂ© dâeau infiltrĂ©e dans le
sol, car une partie de lâinfiltration reconstitue le stock dâhumiditĂ© du sol (figure 2.18). Cette
quantitĂ© dĂ©pend de la durĂ©e de lâintervalle antĂ©rieur sans pluie au cours duquel le sol nâa subi
Chapitre 2 â Hydrologie et niveau dâeau dans le sol
107
que lâĂ©vapotranspiration et plus prĂ©cisĂ©ment de la teneur en eau atteinte par le sol avant
lâĂ©vĂ©nement pluvieux.
Figure 2.18. Ăvolution des proportions entre les composantes de lâĂ©coulement
au cours dâune averse
DâaprĂšs RĂ©mĂ©niĂ©ras (1972).
2.8.1 Facteurs, courbes et paramĂštres descriptifs de lâinfiltration
Le rĂ©gime dâinfiltration est conditionnĂ© par les facteurs suivants :
â le type de sol (structure, texture, porositĂ©). Les caractĂ©ristiques de la matrice du sol influen-
cent les forces de capillaritĂ© (succion) et dâadsorption, qui elles-mĂȘmes rĂ©gissent en partie
lâinfiltration. Le sol est un matĂ©riau complexe constituĂ© de trois phases : solide, liquide et gaz.
Lâeau est une composante des roches et des sols, au mĂȘme titre que les minĂ©raux. Elle existe
dans les sols sous les trois Ă©tats de la matiĂšre : glace, eau et vapeur. La description de la tex-
ture des sols sera nĂ©cessaire pour aller plus loin dans la comprĂ©hension de lâinfiltration, mais
on prĂ©sente dâabord ici le phĂ©nomĂšne du point de vue hydrologique ;
â la teneur en eau initiale du sol. Les forces de succion, donc le rĂ©gime dâinfiltration, sont
fonction de la teneur en eau du sol. La teneur en eau initiale est Ă©valuĂ©e dâaprĂšs les prĂ©cipita-
tions tombĂ©es au cours dâune pĂ©riode prĂ©cĂ©dant un Ă©vĂ©nement pluvieux ;
â la compaction de la surface du sol due Ă lâimpact des gouttes de pluie (battance) ou Ă
dâautres effets (thermiques et anthropiques). Lâutilisation dâengins lourds peut entraĂźner la
compaction, la dĂ©gradation de la structure de la couche de surface du sol et la formation dâune
croûte dense et moins perméable, non visible à une faible profondeur ;
â la couverture vĂ©gĂ©tale du sol. La vĂ©gĂ©tation favorise lâinfiltration en ralentissant
lâĂ©coulement de lâeau Ă la surface, lui donnant ainsi plus de temps pour pĂ©nĂ©trer dans le sol.
Par ailleurs, le systÚme racinaire améliore la conductivité du sol. Enfin, le feuillage protÚge le
sol de lâimpact de la pluie et diminue le phĂ©nomĂšne de battance ;
Théorie et pratique de la géotechnique
108
â la topographie et la morphologie. La pente agit Ă lâopposĂ© de la vĂ©gĂ©tation. En effet, une
forte pente favorise le ruissellement au dĂ©pend de lâinfiltration ;
â le rĂ©gime dâalimentation : intensitĂ© de la pluie nette, dĂ©bit dâirrigation.
Lâinfiltration qualifie le transfert vertical de lâeau Ă travers les strates superficielles du sol,
lorsque celui-ci reçoit une averse ou quâil est exposĂ© Ă une submersion. Lâeau dâinfiltration
remplit en premier lieu les interstices du sol en surface et pénÚtre par la suite dans le sol sous
lâaction combinĂ©e de la gravitĂ© et des forces de succion.
La conductivité hydraulique à saturation k, appelée plus communément coefficient de per-
méabilité de Darcy, qui sera développé au chapitre 13, est un paramÚtre essentiel de
lâinfiltration. Il reprĂ©sente la valeur limite (infĂ©rieure) du taux dâinfiltration qui est atteinte
quand le sol devient saturĂ© (Ă condition quâil soit homogĂšne). Ce paramĂštre entre dans les
Ă©quations pour le calcul de lâinfiltration. Afin dâapprĂ©hender le processus, on dĂ©finit les fonc-
tions suivantes :
â le taux dâinfiltration i(t), nommĂ© aussi flux, intensitĂ© ou rĂ©gime dâinfiltration, qui dĂ©signe Ă
tout instant t la vitesse Ă laquelle lâeau pĂ©nĂštre dans le sol depuis la surface : il est exprimĂ© en
mm/h et dĂ©croĂźt exponentiellement dans le temps. Le rĂ©gime dâinfiltration dĂ©pend avant tout
du rĂ©gime dâalimentation (irrigation, pluie), de la teneur en eau initiale du sol et de ses pro-
priétés (structure, texture) ;
â lâinfiltration cumulĂ©e I(t) est, Ă tout instant t, la lame totale dâeau (en mm) infiltrĂ©e depuis le
dĂ©but de lâĂ©vĂ©nement. Câest lâintĂ©grale dans le temps du taux dâinfiltration. Une partie de I(t)
subit lâĂ©vaporation dans la zone non saturĂ©e et rejoint lâatmosphĂšre, le reste atteint la nappe.
0
( ) ( ) dt
tI t i t t (2.10)
â la capacitĂ© dâinfiltration ic(t) reprĂ©sente Ă tout instant t le flux dâeau maximal que le sol est
capable dâabsorber Ă travers sa surface lorsquâil est submergĂ©. Le taux dâinfiltration est nĂ©ces-
sairement infĂ©rieur Ă tout instant Ă la capacitĂ© dâinfiltration. Notons que le mot capacitĂ© rĂ©fĂšre
en gĂ©nĂ©ral Ă un volume, mais Ă©tant donnĂ© la superficie concernĂ©e du sol, câest ici la lame
dâeau maximale qui peut sâinfiltrer par unitĂ© de temps dans le sol, dans des conditions don-
nĂ©es et Ă un instant donnĂ© : câest une courbe et non un paramĂštre. Cette courbe est une pro-
priété intrinsÚque du terrain.
Au cours dâune averse, la capacitĂ© dâinfiltration du sol dĂ©croĂźt trĂšs rapidement au dĂ©but de
lâinfiltration, Ă partir dâune valeur maximale, puis plus lentement pour tendre vers un rĂ©gime
constant, proche de la valeur de la conductivité hydraulique à saturation (figure 2.19). Cette
décroissance, due essentiellement à la diminution du gradient hydraulique avec la saturation
croissante du sol et la progression du front dâhumectation vers la profondeur, peut ĂȘtre renfor-
cĂ©e par dâautres phĂ©nomĂšnes tels que le colmatage partiel des pores par des fines entraĂźnĂ©es
par lâeau ou la formation dâune croĂ»te superficielle consĂ©cutive Ă la dĂ©gradation de la struc-
ture du sol.
La capacitĂ© dâinfiltration ne se confond pas avec une « capacitĂ© dâabsorption », car non seu-
lement lâeau sature un volume poreux fini (comme une Ă©ponge), mais elle progresse aussi
plus bas dans la zone non saturée. La capacité ic(t) dépend de la conductivité hydraulique du
Chapitre 2 â Hydrologie et niveau dâeau dans le sol
109
milieu non saturĂ© et des conditions aux limites, câest-Ă -dire de la teneur en eau imposĂ©e en
surface et du profil vertical initial de la teneur en eau dans le sol.
Tant que lâintensitĂ© de la pluie nette est infĂ©rieure, Ă tout instant, Ă la capacitĂ© dâinfiltration,
lâeau sâinfiltre instantanĂ©ment au point oĂč elle est tombĂ©e. Pour autant, la submersion ne se
produit pas aussitĂŽt que lâintensitĂ© de la pluie nette excĂšde la capacitĂ© dâinfiltration : lâeau
refusĂ©e un instant en un point sera absorbĂ©e quelques instants plus tard Ă courte distance Ă
lâaval, ce qui peut produire des flaques fugitives.
Pour simplifier le problĂšme et rĂ©ussir Ă identifier au cours dâune averse lâinstant oĂč le seuil de
submersion sera atteint, il faut dĂ©finir la courbe Ic(t) de la capacitĂ© dâinfiltration cumulĂ©e (la
surface sous la courbe de la capacitĂ©) qui, elle, reprĂ©sente bien le volume dâeau maximum que
le sol est capable dâinfiltrer entre le dĂ©but de la pluie et lâinstant considĂ©rĂ©. On fait alors
lâhypothĂšse suivante : tant que lâintensitĂ© cumulĂ©e de la pluie nette reste infĂ©rieure Ă la capaci-
tĂ© cumulĂ©e dâinfiltration, le sol accumule de la capacitĂ© dâinfiltration « non consommĂ©e » qui
peut ĂȘtre considĂ©rĂ©e comme un potentiel dâinfiltration. Le rĂ©gime dâinfiltration reste alors
dĂ©terminĂ© par le rĂ©gime dâalimentation.
Figure 2.19. CapacitĂ© dâinfiltration, taux dâinfiltration instantanĂ© et infiltration cumulĂ©e
a. Courbe de la capacitĂ© dâinfiltration du sol et histogramme du rĂ©gime dâalimentation (pluie nette).
b. Courbes de capacitĂ© dâinfiltration cumulĂ©e et de pluie cumulĂ©e.
c. Taux dâinfiltration en fonction de lâinfiltration cumulĂ©e. DâaprĂšs Hopmans et al. (2007).
Théorie et pratique de la géotechnique
110
En consĂ©quence, câest lorsque cette courbe Ic(t) est rejointe par celle de lâinfiltration cumulĂ©e
I(t) que la submersion apparaßt (à tp = 13 h et I(tp) = 110 mm). Le seuil dépend donc de la
structure de lâaverse (intensitĂ©, durĂ©e) et de la courbe intrinsĂšque de la capacitĂ© dâinfiltration
du sol. Au moment oĂč lâintensitĂ© cumulĂ©e de la pluie dĂ©passe la capacitĂ© cumulĂ©e
dâinfiltration du sol, lâexcĂ©dent dâeau sâaccumule en surface ou dans les dĂ©pressions en for-
mant des flaques. Ce stade de submersion une fois atteint, on parle dâinfiltration Ă capacitĂ© : Ă
partir de ce seuil, câest la courbe ic(t) ou ic(I) qui impose le taux dâinfiltration instantanĂ©. Le
seuil de submersion définit le début du ruissellement (principe de Horton) suivant la topogra-
phie : on peut en dĂ©duire la lame ruisselĂ©e provoquĂ©e par lâaverse.
Ainsi le taux dâinfiltration instantanĂ© peut sâexprimer en fonction de lâinfiltration cumulĂ©e :
cette approche par un graphe i(I) prĂ©sente lâavantage de sâaffranchir du temps. En faisant
lâhypothĂšse que les intervalles de temps entre de petits Ă©vĂ©nements pluvieux sont assez courts
pour nĂ©gliger les effets de la redistribution de lâeau dans le sol et de lâĂ©vaporation sur le taux
dâinfiltration, il en dĂ©coule que la capacitĂ© dâinfiltration Ă tout moment ne dĂ©pend que du
volume infiltrĂ© cumulĂ©, et quâelle est indĂ©pendante de la chronique pluviomĂ©trique antĂ©rieure.
2.8.2 Ăvolution du profil de teneur en eau au cours dâune averse
Dans les pays oĂč il pleut, le sol et le sous-sol contiennent de lâeau. Le profil initial (câest-Ă -
dire avant la pluie) typique de la teneur en eau contenue dans un sol Ă matrice fine, en fonc-
tion de la profondeur, est prĂ©sentĂ© dans les deux schĂ©mas du haut de la figure 2.20, pour lâĂ©tĂ©
et lâhiver, dans les pays tempĂ©rĂ©s.
Au-dessous dâune certaine cote, on voit que la teneur en eau cesse dâaugmenter avec la pro-
fondeur : sous ce niveau, le sol est dit saturĂ© dâeau et cette eau constitue ce que lâon appelle la
nappe phrĂ©atique. Au-dessus, le sol est dit non saturĂ© et il contient Ă la fois de lâeau et de lâair.
Les forces qui agissent sur lâeau sont diffĂ©rentes dans la zone saturĂ©e, oĂč la gravitĂ© seule in-
tervient, et dans la zone non saturĂ©e, oĂč la capillaritĂ© et la succion dominent.
Au cours dâun Ă©vĂ©nement pluvieux, lâeau qui tombe Ă la surface du sol commence par humi-
difier sa couche superficielle (sur quelques centimĂštres) et le profil devient celui de la fi-
gure 2.20 au stade « pendant la pluie ». Cette augmentation de la teneur en eau volumique
juste sous la surface nâentraĂźne pas nĂ©cessairement dâĂ©coulement vertical immĂ©diat : tant que
les forces de capillaritĂ© sont supĂ©rieures aux forces de gravitĂ©, lâeau est retenue comme dans
une Ă©ponge : on dit quâil y a rĂ©tention dâeau.
Quand la teneur en eau volumique dans la couche superficielle dépasse une valeur limite
appelĂ©e capacitĂ© de rĂ©tention spĂ©cifique, lâeau se propage vers le bas et humecte un horizon
plus profond du sol. Un nouveau profil de teneur en eau sâinstalle.
AprĂšs la pluie, le retour Ă lâĂ©quilibre et au profil initial se fait lentement en mettant en jeu
lâĂ©vaporation dans le sol et lâinfiltration vers la nappe.
Chapitre 2 â Hydrologie et niveau dâeau dans le sol
111
Figure 2.20. Ăvolution du profil de teneur en eau dâun sol fin
avant, pendant et aprĂšs une averse
DâaprĂšs Marsily (1981).
Théorie et pratique de la géotechnique
112
Dans un sol homogĂšne dont lâhorizon superficiel est de texture fine (un limon voire une ar-
gile) et lorsque la surface du sol pendant la pluie est submergée, le profil hydrique du sol
présente dans le détail (figure 2.21 qui est un zoom sur la partie supérieure du profil global de
la figure 2.20 pendant la pluie) :
â une zone de saturation, situĂ©e immĂ©diatement sous la surface du sol ;
â une zone proche de la saturation appelĂ©e zone de transmission, qui prĂ©sente une teneur en
eau trÚs élevée et en apparence uniforme ;
â une zone dâhumidification qui se caractĂ©rise par une teneur en eau dĂ©croissante avec la
profondeur selon un fort gradient appelĂ© front dâhumidification, qui dĂ©limite le sol trĂšs hu-
mide du sol non saturé sous-jacent.
Figure 2.21. Profil hydrique dâun sol
a. Zonation du profil hydrique. b. Ăvolution du profil hydrique au cours de la progression du front dâhumidification.
DâaprĂšs Musy et Soutter (1991).
La variabilité spatiale et temporelle de la teneur en eau dans le sol est décrite par des profils
hydriques successifs représentant la distribution verticale des teneurs en eau dans le sol. La
pluie qui arrive à la surface du sol y pénÚtre assez réguliÚrement selon un front
dâhumidification qui progresse en fonction des apports, selon le jeu des forces de gravitĂ© et de
succion. La figure 2.21 montre comment, au cours du processus, la zone de transmission
sâallonge progressivement vers le bas, tandis que la zone et le front dâhumidification se dĂ©pla-
cent en profondeur, la pente de ce dernier augmentant avec le temps.
Si la pluie se poursuit suffisamment longtemps, lâhumidification gagnera toute lâĂ©paisseur du
sol non saturĂ© : Ă partir du moment oĂč la teneur en eau volumique dĂ©passe la capacitĂ© de rĂ©-
tention sur toute lâĂ©paisseur de sol, la phase eau devient continue sans pour autant saturer
toute la porositĂ©. Tout apport dâeau supplĂ©mentaire en surface entraĂźnera alors un apport dâeau
Ă la nappe phrĂ©atique. Ce phĂ©nomĂšne est plus ou moins lent : en fait, lâarrivĂ©e dâeau Ă la
nappe peut se produire quelques jours voire quelques mois aprĂšs la pluie (voir les trois der-
niers stades de la figure 2.20). En zone tempĂ©rĂ©e, une estimation moyenne de la lame dâeau
infiltrĂ©e jusquâĂ la nappe, dite infiltration efficace, est dâenviron 300 mm/an, soit 10 l/sâkm2.
Chapitre 2 â Hydrologie et niveau dâeau dans le sol
113
La mise en Ă©vidence de lâinfluence de lâinfiltration sur la recharge de la nappe passe par le
suivi à haute résolution temporelle de la pluviométrie et de la piézométrie de la nappe. Un
exemple (figure 2.22) illustre lâimpact des averses du 8 juin 2009 sur le niveau de la nappe
phréatique mesuré en un piézomÚtre situé à proximité de la Seine à Argenteuil. à partir de
cette date, le niveau de la nappe en ce lieu sâĂ©lĂšve et dĂ©passe celui de la Seine qui nâalimente
plus la nappe. Il sâagit donc bien de recharge par infiltration.
Figure 2.22. Influence de lâinfiltration sur la recharge de la nappe
Impact des averses du 8 juin 2009 sur le niveau de la nappe phréatique à Argenteuil.
2.9 Impact de lâinfiltration sur les rĂ©seaux et le bĂąti
Les apports dâeau de ruissellement augmentant avec lâaccroissement des surfaces impermĂ©a-
bilisées raccordées aux réseaux de collecte, les inondations par débordement de réseau (pho-
to 2.1) deviennent plus frĂ©quentes. Lâenjeu des techniques fondĂ©es sur lâinfiltration des eaux
pluviales dans le terrain est donc de limiter le ruissellement pour éviter la saturation des ré-
seaux et rĂ©duire le coĂ»t imputable aux inondations. Cependant, il faut sâassurer que les eaux
infiltrĂ©es ne vont pas polluer une nappe considĂ©rĂ©e comme une ressource dâeau potable ; il est
donc conseillĂ©, avant de mettre en place des dispositifs dâinfiltration, de rĂ©aliser dâabord une
carte de vulnĂ©rabilitĂ© de la nappe en tant que ressource et, lĂ oĂč un captage existe, de dĂ©termi-
ner le bassin dâalimentation de captage (BAC). Par ailleurs, la multiplication des surfaces
amĂ©nagĂ©es pour lâinfiltration pourrait rompre lâĂ©quilibre hydrodynamique et provoquer loca-
lement une remontĂ©e de nappe qui risquerait dâaffecter les rĂ©seaux enterrĂ©s.
Théorie et pratique de la géotechnique
114
Photo 2.1. Inondation en surface par engorgement du rĂ©seau dâassainissement
2.9.1 Les eaux claires parasites permanentes (ECPP)
Un rĂ©seau dâassainissement endommagĂ© peut subir lâentrĂ©e intempestive dâeaux claires para-
sites permanentes (ECPP) qui aggravent la dĂ©gradation des joints et contribuent Ă lâusure
voire Ă une Ă©rosion des ouvrages.
Lâessentiel de ces ECPP provient vraisemblablement des eaux de pluie ou de fuites dâAEP
infiltrées dans le sol, puis drainées par le massif de sable et gravier qui entoure les conduites
dâassainissement, ce qui leur permet dâentrer dans le rĂ©seau endommagĂ© dĂšs quâelles rencon-
trent une faille. Cela peut ĂȘtre aussi, dans certains cas, de lâeau de nappe lors dâun battement
saisonnier ou dâune remontĂ©e exceptionnelle ou tendancielle. Une entrĂ©e dâeau (photo 2.2, Ă
gauche) a lieu dÚs que la nappe remonte suffisamment pour noyer le réseau et mettre en
charge sa paroi extĂ©rieure, ou que le taux dâinfiltration par le terrain sus-jacent est localement
Ă©levĂ©. De plus, lâentrĂ©e dâeau par une fissure ou un joint favorise ensuite le dĂ©veloppement
racinaire des vĂ©gĂ©taux (photo 2.2, Ă droite) qui achĂšve de dĂ©structurer lâouvrage endommagĂ©.
Photo 2.2. Infiltration dâeau claire parasite permanente (ECPP)
dans un rĂ©seau dâassainissement (Ă gauche) ; systĂšme racinaire pĂ©nĂ©trant une conduite
dâassainissement (Ă droite)
Chapitre 2 â Hydrologie et niveau dâeau dans le sol
115
On cherche Ă identifier les ECPP grĂące Ă des mesures rĂ©alisĂ©es au cours de lâĂ©laboration du
schĂ©ma directeur dâassainissement (SDA). On estime quâen moyenne 30 % des eaux qui
parviennent aux stations dâĂ©puration sont des ECPP, ce qui entraĂźne un surcoĂ»t important lors
du traitement.
Par ailleurs, les pompages permanents installés pour dénoyer les ensembles immobiliers re-
prĂ©sentent un apport important aux stations. Ces eaux dâexhaure sont relativement saines et
peuvent donc ĂȘtre considĂ©rĂ©es comme des ECPP.
2.9.2 Infiltrabilité des eaux pluviales et cartographie
Le zonage dâassainissement EP (eaux pluviales), soumis Ă enquĂȘte publique, dĂ©finit les sec-
teurs selon leur mode de collecte et de gestion des eaux, à la parcelle ou en réseau, et prévoit
dâautoriser ou dâinterdire lâinfiltration selon la nature des sols. Le rĂšglement dâassainissement
peut aussi modifier les pratiques en recommandant une Ă©tude de sol en fonction du projet.
Toutes les prescriptions auront une incidence sur lâavis du permis de construire mentionnant
la gestion générale des EP, par exemple le devenir des eaux de toiture gérées à la parcelle, en
fonction de la capacitĂ© dâinfiltration du sol, de la configuration de la parcelle et de lâespace
disponible, ou de lâintĂ©rĂȘt paysager du secteur.
La réutilisation des EP des bùtiments peut représenter une économie énergétique et environ-
nementale en investissement comme en fonctionnement et, à ce titre, fait partie de la dé-
marche « haute qualité environnementale » (HQE). Les enjeux de la gestion des EP corres-
pondent Ă quatre cibles de la dĂ©marche HQE : gestion de lâeau (cible 5), qualitĂ© de lâeau (cible
14), choix intĂ©grĂ© des procĂ©dĂ©s de construction (cible 2) et gestion de lâentretien et de la
maintenance (cible 7).
Le concept que nous appelons « injection et infiltration dirigée » ne repose pas sur une infil-
tration immĂ©diate, mais sur la mise en Ćuvre dâun volume de rĂ©tention qui correspond Ă une
pluie de 36 mm. Il peut sâagir de noues, de fossĂ©s, dâĂ©lĂ©ments circulaires en bĂ©ton, etc.
Lâavantage des systĂšmes aĂ©riens (noues, mares tampon, etc.) sur les systĂšmes enterrĂ©s (tran-
chĂ©es dâinfiltration) est dâĂȘtre moins coĂ»teux Ă mettre en Ćuvre et de permettre une surveil-
lance permanente et un entretien facile (tonte, etc.). Ce principe ne nécessite donc pas la pré-
sence dâune permĂ©abilitĂ© importante (> 10â4
m/s), mais demande cependant la réalisation
dâessais dâinfiltration prĂ©alables.
En sâappuyant sur la carte gĂ©ologique du BRGM pour le territoire du dĂ©partement de la Seine-
Saint-Denis, affinĂ©e Ă lâaide des sondages issus de la base de donnĂ©es Accessgeo du LREP
(Laboratoire rĂ©gional de lâEst parisien), la connaissance des faciĂšs des couches a permis de
dĂ©finir les zones pour lesquelles un ajout dâeau ponctuel peut engendrer des dĂ©sordres gĂ©o-
techniques (FouchĂ© et Hirschauer, 2007). Il sâagit :
â de tous les horizons gypseux pour lesquels un lessivage dâeau non saturĂ©e en sulfates peut
engendrer des cavités à court terme (quelques années). Les eaux pluviales sont exemptes de
sulfate et, par conséquent, trÚs agressives vis-à -vis de ce minéral ; rappelons que le gypse est
soluble dans lâeau Ă raison de 2,2 g/l. Cette propriĂ©tĂ© est largement dĂ©montrĂ©e Ă lâoccasion de
Théorie et pratique de la géotechnique
116
fuites de rĂ©seaux qui, dans le cas de conduites dâeau en particulier, gĂ©nĂšrent rapidement des
cavitĂ©s (Ă lâĂ©chelle de lâannĂ©e) ;
â des versants qui, outre la prĂ©sence de sols argileux instables, car un accroissement de la
pression interstitielle dans les argiles augmente le risque de glissement et de résurgence incon-
trĂŽlĂ©e Ă lâaval, sont entaillĂ©s par des carriĂšres de gypse Ă ciel ouvert ou souterraines ;
â des carriĂšres souterraines qui sous-minent les plateaux, surtout le plateau dâAvron.
Figure 2.23. Carte dâinfiltrabilitĂ© en Seine-Saint-Denis
DâaprĂšs FouchĂ© et Hirschauer (2007).
Chapitre 2 â Hydrologie et niveau dâeau dans le sol
117
Nous avons sĂ©parĂ© deux familles dâouvrages dâinfiltration dont le comportement est de nature
physique différente. Par convention, ces deux familles sont :
â les ouvrages dâinfiltration qui intĂ©ressent les terrains superficiels : puisards, noues, bassins
dâinfiltration employĂ©s pour infiltrer les eaux dans des sols non saturĂ©s. Par sĂ©curitĂ©, de tels
ouvrages doivent ĂȘtre distants dâau moins 5 m des bĂątiments (lâentraĂźnement de particules
peut provoquer de faibles tassements ponctuels autour de lâouvrage) ;
â les ouvrages dâinjection : il sâagit de puits forĂ©s profonds descendus jusquâaux sables de
Beauchamp dans la Plaine de France ou jusquâau substratum dans la vallĂ©e de la Marne. Ces
ouvrages ponctuels, dont la profondeur peut atteindre 10 à 20 m, intéressent des horizons trÚs
permĂ©ables situĂ©s sous la nappe et, par dĂ©finition, des sols saturĂ©s dont lâhydrodynamique est
connue. Ces ouvrages sont utiles en cas dâemprise fonciĂšre limitĂ©e.
Le zonage proposĂ© ne tient pas compte de la prĂ©sence de remblais dans lesquels lâinfiltration
est dĂ©conseillĂ©e, ce qui signifie quâelle ne peut ĂȘtre mise en Ćuvre quâen dessous de ceux-ci.
Quatre zones ont été délimitées (figure 2.23) :
â infiltration et injection proscrites ;
â infiltration superficielle proscrite, mais injection autorisĂ©e ;
â infiltration superficielle autorisĂ©e, mais injection profonde proscrite ;
â infiltration superficielle et injection profonde autorisĂ©es.
On a ainsi Ă©valuĂ© la faisabilitĂ© gĂ©otechnique de lâinjection et de lâinfiltration dirigĂ©e des eaux
pluviales dans les sols sur lâensemble du dĂ©partement de la Seine-Saint-Denis. La cartogra-
phie proposée correspond à notre connaissance des sites et au contexte réglementaire qui
Ă©volue en fonction de lâĂ©dition des plans de prĂ©vention des risques (PPR) « mouvements de
terrain ».
2.9.3 Exemple de rĂ©injection des eaux dâexhaure
Le raccord au rĂ©seau dâassainissement des pompages permanents installĂ©s pour dĂ©noyer les
ensembles immobiliers reprĂ©sente un apport important aux stations dâĂ©puration, donc un coĂ»t.
Pour cette raison, câest devenu interdit dans certaines communes, limitĂ© dans dâautres, et
souvent payant. La mĂ©thode alternative Ă dĂ©velopper est la rĂ©injection des eaux dâexhaure
(Bize et al., 1972) sur le pourtour des fondations des immeubles nouvellement construits,
comme cela a Ă©tĂ© mis en Ćuvre lors du projet Mozart (tour de 23 Ă©tages) qui est venu achever
la rĂ©novation complĂšte sur 20 ans de la plaine dâIssy-les-Moulineaux, initialement indus-
trielle, aujourdâhui Ă usage tertiaire ou dâhabitation.
LâaquifĂšre des alluvions sur craie y est trĂšs productif (transmissivitĂ© T de lâordre de
5â10â2
m2/s). Les trois niveaux de sous-sols de la tour EDF construite sur ce site en 1971, dont
le radier infĂ©rieur est actuellement noyĂ© sous 3 m dâeau, sont conservĂ©s dans la nouvelle tour
Mozart. La construction de la tour EDF sâĂ©tait dĂ©roulĂ©e en 1971 sous un pompage de
5 000 m3/h, ce qui peut expliquer pourquoi les alluvions sont particuliĂšrement crues (pauvres
en fines) dâaprĂšs les sondages actuels. En 2007, une enceinte pĂ©rimĂ©trique aux trois niveaux
de sous-sols existants a Ă©tĂ© construite Ă 25 m de profondeur (â10 m NGF) sous les alluvions
anciennes, dans une couche de craie beaucoup moins perméable que la craie fissurée sus-
Théorie et pratique de la géotechnique
118
jacente (Monnier, 2007). Cela a permis de limiter le dĂ©bit global de pompage rĂ©siduel Ă
107 m3/h pour le rabattement contractuel (6,55 m) correspondant au niveau quasi permanent
des basses eaux (EB) ou 146 m3/h pour le rabattement (8,95 m) associé au niveau de crue
quinquennale prise comme « crue chantier » pour ce projet.
Ces dĂ©bits reprĂ©sentent environ la moitiĂ© de ce qui avait Ă©tĂ© calculĂ© par un modĂšle FeFlow Ă
partir dâessais au micromoulinet et dâune hypothĂšse pessimiste quant Ă lâĂ©tanchĂ©itĂ© du rideau
dâinjections (5â10â6
m/s) et Ă la faible permĂ©abilitĂ© (5â10â6
m/s) de la craie inférieure. Le ca-
lage du modĂšle Feflow a Ă©tĂ© effectuĂ© grĂące au suivi de lâonde de crue (figure 2.16) de la Seine
Ă la nappe.
On caractĂ©rise le colmatage du fleuve (BĂ©raud et Clouet dâOrval, 1976) par k/e, oĂč k est la
permĂ©abilitĂ© de la couche colmatante et e son Ă©paisseur : la valeur trouvĂ©e est de 3â10â6
sâ1
pour un tronçon du fleuve au droit dâIssy-les-Moulineaux et aucun colmatage sur le reste du
linĂ©aire (transmission hydraulique parfaite entre la nappe et le fleuve). Afin dâoptimiser ce
paramĂštre, un recensement complet des modes de confortement des berges du fleuve (pal-
planches, murs de quais, état naturel) a été réalisé.
La modélisation numérique a permis de définir la cote des plus hautes eaux (EH) souterraines,
cotes de dimensionnement du projet. La cote de protection de 30 m NGF a été retenue pour la
tour Mozart sur la commune dâIssy. Cette cote correspond Ă la conjonction dâune crue de
Seine cinquantennale, dâun battement saisonnier de nappe de 0,2 m et de lâarrĂȘt de tous les
pompages existant dans les environs du site (Monnier, 2007). La modélisation a permis éga-
lement de dĂ©finir lâimpact hydrogĂ©ologique (carte piĂ©zomĂ©trique) du pompage et de la rĂ©in-
jection de lâeau dâexhaure Ă proximitĂ© et Ă distance de lâenceinte, ce qui est nĂ©cessaire pour
instruire le dossier Loi sur lâeau (code de lâenvironnement).
2.10 La remontée de nappe par cessation partielle
ou totale de pompage
Le niveau de la nappe à un endroit donné et à instant donné dépend des différents pompages
(industries, parkings, etc.), des drainages permanents (métro, égouts), mais aussi des rabatte-
ments de chantier durant les grands travaux (Ăole, MĂ©tĂ©or...) souterrains. Ces ouvrages ne
sont pas Ă©ternels et des Ă©volutions sont notables Ă long terme, dont il faut tenir compte pour
les projets actuels et futurs.
Un exemple important de la nĂ©cessitĂ© de lâĂ©tude historique et prospective est donnĂ© par
lâĂ©volution de la nappe phrĂ©atique Ă Paris et alentours. Deux cartes hydrogĂ©ologiques (fi-
gures 2.24 et 2.25) résument cette évolution depuis le milieu du XIXe siÚcle : celle de Delesse
(1862) et celle de Diffre (1969). La carte de Delesse a Ă©tĂ© Ă©tablie en 1862 sur lâancien dĂ©par-
tement de la Seine, Ă la demande du baron Haussmann, alors prĂ©fet. Elle a Ă©tĂ© rĂ©alisĂ©e Ă lâaide
de relevés effectués dans des puits maraßchers, trÚs nombreux à cette époque.
Chapitre 2 â Hydrologie et niveau dâeau dans le sol
119
Figure 2.24. Extrait de la carte hydrogéologique de Delesse (1862)
Figure 2.25. Extrait de la carte hydrogéologique de Diffre (1969)
Théorie et pratique de la géotechnique
120
De la fin du XIXe siĂšcle jusquâaux annĂ©es 1970, une trĂšs forte industrialisation et un dĂ©velop-
pement de lâurbanisme ont conduit Ă des pompages industriels, Ă un drainage permanent des
ouvrages souterrains et à une imperméabilisation des sols qui ont entraßné une baisse trÚs
sensible de la nappe phréatique en rive droite de la Seine. Logiquement, la carte de Diffre
montre des niveaux piézométriques trÚs inférieurs à ceux de la carte de Delesse sur cette rive.
Lâexemple le plus spectaculaire est une baisse de 12 m entre 1854 et 1960 dans le quartier de
lâOpĂ©ra. On compare les deux Ă©tats sur le territoire de la Plaine-Saint-Denis au nord de Paris,
sur la figure 2.26.
Figure 2.26. Carte piézométrique du département de la Seine-Saint-Denis
Ătat en 1862 et en 1965 dâaprĂšs les cartes de Delesse (1862) et Diffre (1969).
DâaprĂšs FouchĂ© et Hirschauer (2007).
Le changement de politique industrielle et immobiliĂšre de Paris puis des communes de sa
banlieue et la délocalisation des usines à partir des années 1970, en supprimant les pompages
(figure 2.27), a déclenché une remontée de la nappe phréatique ainsi que des nappes superpo-
sĂ©es. Les relevĂ©s des piĂ©zomĂštres de lâInspection gĂ©nĂ©rale des carriĂšres (figure 2.28) pour
Paris, et une annĂ©e dâĂ©volution piĂ©zomĂ©trique sous la commune du Bourget (figure 2.29) en
donnent une bonne illustration.
Chapitre 2 â Hydrologie et niveau dâeau dans le sol
121
Figure 2.27. Ăvolution des pompages industriels dans le LutĂ©tien-YprĂ©sien
sur la commune de Saint-Denis
Figure 2.28. Ăvolution des niveaux piĂ©zomĂ©triques de 1978 Ă 1989
en rive droite de la Seine
DâaprĂšs Le Parmentier (1991).
Théorie et pratique de la géotechnique
122
Figure 2.29. Ăvolution piĂ©zomĂ©trique de la nappe du marno-calcaire
de Saint-Ouen, commune du Bourget
DâaprĂšs FouchĂ© et Hirschauer (2007).
Figure 2.30. Carte dâisodiffĂ©rence du niveau statique de la nappe phrĂ©atique
en Seine-Saint-Denis entre 1862 et 2006
DâaprĂšs FouchĂ© et Hirschauer (2007).
Chapitre 2 â Hydrologie et niveau dâeau dans le sol
123
Une carte dâisodiffĂ©rence (figure 2.30) du niveau statique de la nappe phrĂ©atique entre les
données de Delesse et des données réunies en 2006 a été publiée par Fouché et Hirschauer
(2007). Si lâon considĂšre que le niveau de Delesse correspond au niveau maximal que la
nappe phréatique puisse atteindre, les valeurs indiquées sur la carte seront négatives dans le
cas oĂč le niveau actuel est infĂ©rieur Ă celui de 1862, et positives dans le cas contraire.
La zone est de La Courneuve et dâAubervilliers, et la zone situĂ©e Ă lâest de ces communes
â Le Bourget, Drancy, Bobigny et Pantin â, se trouvent Ă lâintĂ©rieur de la courbe â4 m avec
des Ăźlots Ă â6 m. Ce phĂ©nomĂšne de dĂ©pression paraĂźt liĂ© Ă la prĂ©sence dâimportants pompages
Ă Bobigny et surtout Ă Romainville. On peut donc en conclure que ces zones pourraient ĂȘtre
affectĂ©es par une remontĂ©e de la nappe de lâordre de 4 mĂštres en cas dâabandon total des
pompages industriels. Ce phĂ©nomĂšne nâaffecterait pas seulement Romainville, mais aussi la
commune dâAulnay avec la fermeture programmĂ©e de lâusine PSA. Lâinondation des parkings
dĂ©jĂ observĂ©e (photo 2.3) serait alors suivie dâimpacts beaucoup plus graves sur les structures
urbaines.
Photo 2.3. Inondation dâun parking souterrain par crue de nappe
Les perturbations du rĂ©gime dâĂ©coulement souterrain en milieu urbain sont Ă la fois com-
plexes et diffĂ©rĂ©es par rapport Ă leurs causes. Les processus hydrologiques dĂ©pendent de lâĂ©tat
et de lâusage antĂ©rieur du sol. On a dĂ©crit des effets boomerang qui impactent la stabilitĂ© et
lâintĂ©gritĂ© des installations urbaines. Parmi les structures affectĂ©es par la remontĂ©e tendan-
cielle de nappe ou par la crue de nappe, on peut citer les fondations et les espaces souterrains
des bùtiments, les chaussées, les tunnels routiers et les tranchées couvertes, les équipements
dâassainissement comme les collecteurs, stations de relevage, puisards, fosses sceptiques, etc.
Le battement de nappe engendre des sollicitations cycliques qui dégradent les structures sou-
terraines, entraĂźnent lâentrĂ©e dâeaux claires parasites dans les rĂ©seaux et lâinondation des par-
kings. On doit dĂ©sormais envisager la situation oĂč la nappe principale sâĂ©lĂšve Ă tel point que si
tous les pompages dâalimentation cessaient (rĂ©duction de la demande en pĂ©riode de crise
économique, qualité diminuée en dessous du tolérable), le niveau piézométrique dépasserait le
niveau antĂ©rieur au dĂ©veloppement industriel. Câest pourquoi une cartographie du risque
« remontée de nappe » est appelée à se développer. En résumé, la détermination des niveaux
Théorie et pratique de la géotechnique
124
dâeau pour un projet doit faire lâobjet dâune Ă©tude complĂšte historique et prospective. Dans les
cas complexes, on rappelle quâelle est de la compĂ©tence des hydrogĂ©ologues et non des gĂ©o-
techniciens.
2.11 Références
BĂ©raud J.-F., Clouet dâOrval M. (1976). DĂ©termination du colmatage du lit dâune riviĂšre en
relation avec une nappe souterraine. Bulletin du BRGM, 2-III-(3/4).
Bize J., Bourguet L., Lemoine J. (1972). Lâalimentation artificielle des nappes souterraines.
Masson, 199 p.
Castany G. (1967). Traité pratique des eaux souterraines. Dunod, 661 p.
Cosandey C., Robinson M. (2000). Hydrologie continentale. Armand Colin, 360 p.
Coutagne A. (1954). Quelques considĂ©rations sur le pouvoir Ă©vaporant de lâatmosphĂšre, le
dĂ©ficit dâĂ©coulement effectif, et le dĂ©ficit dâĂ©coulement maximum. La Houille Blanche, juin
1954, pp. 360-369.
Coutagne A. (1956). Le pouvoir Ă©vaporant de lâatmosphĂšre. Revue gĂ©nĂ©rale de lâhydraulique,
73, pp. 36-41.
Delesse A. (1862). Carte hydrogéologique du Département de la Seine.
Diffre P. (1969). Hydrogéologie de Paris et de sa banlieue. ThÚse de doctorat de la Faculté des
Sciences de lâUniversitĂ© de Paris, 345 p.
Fouché O., Hirschauer A. (2007). Variations de la nappe phréatique et cartographie de
lâinfiltrabilitĂ© des sols sur le territoire de la Seine-Saint-Denis. Proc. 14es
Journées techniques
du ComitĂ© français dâhydrogĂ©ologie, Lyon, 8-10 nov. 2007, pp. 63-88.
Gleick P.H. (1993). Water in crisis: a guide to the worldâs fresh water resources. Stockholm
environment institute. Oxford University Press, New York, 473 p.
Guillemin C., Roux J.-C. (1992). Pollution des eaux souterraines en France â Bilan des con-
naissances, impacts, et moyens de prévention. Coll. Manuels et Méthodes, BRGM, Orléans,
262 p.
Hopmans J.W., Parlange J.-Y., Assouline S. (2007). Infiltration. In: The handbook of
groundwater engineering (Delleur J.W., ed). 2nd
ed. Taylor & Francis.
Jacques G. (1996). Le cycle de lâeau. Coll. Les fondamentaux, Hachette, 157 p.
Le Parmentier A.M. (1991). Ăvaluation de la nappe phrĂ©atique depuis un siĂšcle dans Paris et
niveaux connus en 1990. Revue française de géotechnique 56, pp. 67-75.
Maillet E. (1906). La vidange des systÚmes de réservoirs. Annales des Ponts et Chaussées,
MĂ©moires et documents, 21(8), 38.
Chapitre 2 â Hydrologie et niveau dâeau dans le sol
125
Marsily (de) G. (1981). Hydrogéologie quantitative. Masson.
Monnier G. (2007). Le projet Mozart à Paris (75) et Issy-les-Moulineaux (92) : hydrogéolo-
gie, fondations profondes et réglementation. Proc. 14es Journées techniques du Comité fran-
çais dâhydrogĂ©ologie, Lyon, 8-10 nov. 2007, pp. 21-31.
Musy A., Higy C. (2004). Hydrologie â Une science de la nature. Presses polytechniques et
universitaires romandes, Lausanne, 314 p.
Musy A., Soutter M. (1991). Physique du sol. Presses polytechniques et universitaires ro-
mandes, Lausanne, 348 p.
RĂ©mĂ©niĂ©ras G. (1972). Lâhydrologie de lâingĂ©nieur. Eyrolles, 456 p.
Renaud S., Fouché O., Saillé C., Nasri B. (2011). Bilan alimentation/prélÚvements du bassin-
versant Arroux-Bourbince. Int. Symp. Groundwater, Gestion des ressources en eau souter-
raine, 14-16 mars 2011.
Tardy Y. (1986). Le cycle de lâeau : climats, palĂ©oclimats et gĂ©ochimie globale. Masson, 338 p.
Turc L. (1961). Ăvaluation des besoins en eau dâirrigation ; Ă©vapotranspiration potentielle.
Annales dâagronomie 12(1), pp. 13-49.
Normes
NF EN 1990 (mars 2003 â indice de classement : P 06-100-1) : Eurocodes structuraux â
Bases de calcul des structures, modifiée par NF EN 1990/A1 (juillet 2006).
NF EN 1990/A1/NA (dĂ©cembre 2007 â indice de classement : P 06-100-1/A1/NA) : Euro-
code â Bases de calcul des structures â Annexe nationale Ă la NF EN 1990/A1 (juillet 2006).
NF EN 1997-1 (juin 2005 â indice de classement : P 94-251-1) : Eurocode 7 â Calcul gĂ©o-
technique â Partie 1 : RĂšgles gĂ©nĂ©rales.
NF EN 1997-1/NA (septembre 2006 â indice de classement : P 94-251-1/NA) : Eurocode 7 â
Calcul gĂ©otechnique â Partie 1 : RĂšgles gĂ©nĂ©rales. Annexe nationale Ă la NF EN 1997-1
(juin 2005).
NF P 94-261 (indice de classement : P 94-261) : Calcul gĂ©otechnique â Fondations superfi-
cielles â Ăcrans.
NF P 94-262 (indice de classement : P 94-262) : Calcul gĂ©otechnique â Fondations profondes
â Ăcrans.
NF P 94-270 (juillet 2009 â indice de classement : P 94-270) : Calcul gĂ©otechnique â Ou-
vrages de soutĂšnement â Remblais renforcĂ©s et massifs en sol clouĂ©.
NF P 94-282 (mars 2009 â indice de classement : P 94-282) : Calcul gĂ©otechnique â Ou-
vrages de soutĂšnement â Ăcrans.