Critiques et précisions sur le bilan hydrique

1.2.4.1. Limites de la méthode

Les limites d’une telle analyse apparaissent ici. En effet, l’évaluation de certains paramètres, notamment la RFU, semble relativement incertaine. Celle-ci est liée à des paramètres eux-mêmes difficiles à estimer (état hydrique des sols, végétaux en présence…) et très aléatoires sur la surface étudiée (développement et type de sols notamment). Ainsi, le bilan présenté fait état de périodes à recharge nulle. Or, les observations des niveaux piézométriques dans les forages non exploités présents sur le site montrent des impacts évidents des événements pluvieux estivaux sur la recharge du système aquifère. En effet, les niveaux de nappes varient positivement en réponse à chaque épisode pluvieux de forte intensité. Ce phénomène sera détaillé dans le chapitre 4.

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De plus, dans un contexte d’aquifères de socle, qui plus est avec la roche fissurée parfois à l’affleurement, une infiltration très rapide via des fissures ouvertes est envisageable avant même que le phénomène d’évapotranspiration n’intervienne. D’autre part, la période de mesure n’étant que de trois années, il est difficile d’évaluer la représentativité de ces données sur une échelle de temps plus large.

Enfin, les précipitations efficaces ne représentent pas seulement la lame d’eau participant à la recharge de l’aquifère, mais simplement celle qui ne repart pas dans l’atmosphère. Ainsi, le volume de précipitation efficace calculé est disponible à la fois pour l’infiltration mais également pour le ruissellement. Trois termes peuvent être définis : le ruissellement (ou écoulement de surface), l’écoulement hypodermique (ou de subsurface) et les écoulements souterrains. Ces trois phénomènes sont illustrés de façon schématique sur la Figure II-7 et sont détaillés dans le paragraphe suivant.

1.2.4.2. Devenir des précipitations efficaces

Les écoulements hypodermiques (ou de subsurface) et souterrains sont précédés d’une phase d’infiltration de l’eau dans le sol. L'infiltration qualifie le transfert de l'eau à travers les couches superficielles du sol, lorsque celui-ci reçoit une averse. L'eau d'infiltration remplit en premier lieu les interstices du sol en surface et pénètre par la suite dans le sol sous l'action de la gravité et des forces de succion. Le taux d’infiltration dépend principalement de la perméabilité du sol et de sa capacité d’infiltration (elle-même fonction de la texture et de la structure du sol et de la teneur en eau initiale du profil). On définit également la percolation, terme désignant l'écoulement vertical de l'eau dans le sol (milieu non saturé) en direction de la nappe souterraine, sous la seule influence de la gravité. Ce processus suit l'infiltration et conditionne directement l'alimentation en eau des aquifères (Musy et Higy ; 2004).

Figure II-7. Devenir des précipitations efficaces (adapté de Chow et al., 1988 ; ZNS : Zone Non Saturée, ZS : Zone Saturée)

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Le ruissellement est constitué par la frange d'eau qui, après une averse, s'écoule plus ou moins librement à la surface des sols. L'importance de l'écoulement superficiel dépend de l'intensité des précipitations et de leur capacité à saturer rapidement les premiers centimètres du sol, avant que l'infiltration et la percolation, phénomènes plus lents, soient prépondérants (Réméniéras, 1986).

L’écoulement hypodermique comprend la contribution des horizons de surface partiellement ou totalement saturés en eau. Une partie des précipitations infiltrées chemine quasi horizontalement dans les couches supérieures du sol pour réapparaître à la surface du sol à un niveau inférieur à celui de son point d’infiltration (Réméniéras, 1986). L'importance de la fraction du débit total qui emprunte la voie subsuperficielle dépend essentiellement de la structure du sol. La présence d'une couche relativement imperméable à faible profondeur favorise ce type d'écoulement. Les caractéristiques du sol déterminent l'importance de l'écoulement hypodermique (Musy et Higy ; 2004).

Lorsque la zone d'aération du sol contient une humidité suffisante pour permettre la percolation profonde de l'eau, une fraction des précipitations atteint la nappe d’eau souterraine. L'importance de cet apport dépend de la structure et de la géologie du sous-sol ainsi que du volume d'eau précipité. Du fait de leurs faibles vitesses, les écoulements souterrains, ils n’interviennent que pour une faible part dans l'écoulement de crue. De plus, ils ne peuvent pas être toujours reliés au même événement pluvieux que l'écoulement de surface et proviennent généralement des pluies antécédentes. L'écoulement de base assure en générale le débit des rivières en l'absence de précipitations et soutient les débits d'étiage (Musy et Higy ; 2004).

Les écoulements hypodermiques ont des capacités de vidange plus lente que le ruissellement mais beaucoup plus rapide que les écoulements souterrains. Le temps de transit de l’eau souterraine dans l’aquifère du massif de l’Ursuya sera développé dans le Chapitre 3. Mais ce phénomène est d’ores et déjà illustré dans le paragraphe suivant.

Des coefficients d’infiltration et de ruissellement peuvent être calculés. Ils sont fonction notamment de la pente du bassin versant, de la couverture végétale, de la nature du substratum, de la présence ou non de sol, autant de paramètres une nouvelle fois particulièrement difficiles à évaluer, notamment à une grande échelle géographique. En effet, cette échelle géographique (50 km² pour le massif de l’Ursuya) entraine également un biais dans le bilan présenté ici du fait de la variabilité importante des contextes rencontrés sur l’ensemble du système étudié. Ainsi, les variations d’altitude, de relief, de végétation, d’occupation du sol, de recouvrement de surface et de formation géologique sont autant de paramètres qui génèrent des différences dans les paramètres d’entrée du bilan (paramètres climatiques) comme dans les paramètres de calculs (RFU, coefficients d’infiltration…). Afin de contrôler les gammes de précipitations efficaces calculées, d’évaluer l’impact de la variabilité géographique des différents paramètres pris en compte, ainsi que la participation des différents modes d’écoulements décrits ci-dessus, nous avons établi des bilans hydrologique annuels pour les bassins versants dont nous connaissons les débits écoulés.

95 1.3. Bilan hydrologique

A partir des données de précipitations efficaces annuelles, des débits et des surfaces des bassins versants, il est possible d’établir un bilan hydrologique annuel. Pour chacun des bassins versants contrôlés, le bilan est établi en comparant le débit annuel mesuré au débit théorique calculé en fonction des aires d’alimentation des bassins versants.

Les hauteurs d’eau de huit ruisseaux ont été enregistrées au pas de temps horaire entre août 2009 et juin 2012 (chapitre 1). Les courbes de tarages présentées en annexe A permettent de relier ces hauteurs d’eau aux volumes écoulés. La précision de la courbe de tarage établie pour le cours d’eau Etchéandia n’étant pas acceptable, il n’a pas été possible d’établir la relation hauteur d’eau-débit pour ce ruisseau. En effet, ce cours d’eau fait l’objet d’une canalisation sous la route départementale 252 en aval de la station limnimétrique. Cette conduite est régulièrement obstruée par des embâcles, ce qui modifie le régime naturel du cours d’eau, rendant impossible la réalisation d’une courbe de tarage acceptable. En revanche, les 7 autres stations de mesures sont bien maîtrisées, et la réalisation du bilan hydrologique annuel est possible sur ces ruisseaux. Les volumes soustraits par l’exploitation des eaux de sources sont connus et ont également été intégrés à ce bilan. Les résultats des bilans effectués sur ces cours d’eau sont présentés dans le Tableau II-4.

Tableau II-4. Bilan hydrologique annuel pour les 7 cours d’eau contrôlés (Surf. BV : surface du bassin versant ; Qt : débit annuel théorique ; Qm : débit annuel mesuré ; Occ. sol : occupation du sol ; Alt : altérites ; Trans : transition, Fiss : roche fissurée)

Station ^{Surf. B.V.} (km²) Pente moyenne (m km^–1) Qt (m³ an^–1) Qm (m³ an^–1) Bilan (% du Qm) ^{Occ. sol} Lithologie de surface Urrutia 0,6 155 287000 659124 –56 Prairies _Alt./trans.

Urcuray 3,1 101 1599000 5436378 –70 ^Forets/ _pâturages Trans./fiss.

Basseboure 1,1 108 563750 451740 25 ^Forets/ _pâturages Alt.

Heyderrea 2,9 81 1486250 1370138 8 ^Forets/ _pâturages Alt./trans.

Lattiaénéa 1,1 100 563750 458608 23 ^Forets/ _prairies Alt./trans.

Louhossoa 1,7 101 871250 491262 77 ^Prairies/ _ville Alt./trans.

Costaitsia 1,9 109 984000 1016958 –3 ^Culture/

foret ^Alt./trans.

Les volumes théoriques présentés dans ce bilan correspondent au produit de la hauteur de précipitation efficace annuelle (RFU : 100 mm ; Tableau II-3) par la surface du bassin versant considéré (Tableau II-4). Le bilan correspond à la différence entre les débits théoriques et les débits mesurés. Ils sont donnés ici en pourcentage du débit mesuré.

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Les cours d’eau Basseboure et Lattiaénéa présentent des bilans positifs de 25 % et 23 % respectivement. C'est-à-dire que les débits théoriques sont supérieurs de l’ordre de 20 % aux débits mesurés. Les bassins versants de ces ruisseaux ont des caractéristiques très similaires (même superficie, pente moyenne, occupation du sol et lithologie de surface très proches ; Tableau II-4). Les 20 % de débits théoriques supplémentaires peuvent correspondre à l’incertitude sur l’évaluation des précipitations efficaces (qui seraient alors surévaluées) mais également à la fraction de l’eau qui peut percoler pour atteindre la nappe d’eau souterraine. L’extension géographique des bassins versants hydrologique et hydrogéologique pouvant être différente, il est probable que les volumes infiltrés ne se retrouvent pas à ces exutoires.

Les cours d’eau Costaitsia et Heyderrea présentent des bilans inférieurs à 10 % (respectivement –3 % et 8 %). Compte tenu des incertitudes liées au calcul du bilan et à la mesure des débits des cours d’eau, ces bilans peuvent être considérés comme équilibrés. Ceci signifie que les précipitations efficaces calculées participent effectivement à l’alimentation du cours d’eau via les écoulements de surfaces et de subsurface. Cela signifie également que ces deux bassins versants présentent des coefficients d’infiltrations faibles et qu’ils participent peu à la recharge de l’aquifère.

Le bassin versant du cours d’eau Louhossoa est en grande partie urbanisé par la commune du même nom. L’évaporation à la surface de zones imperméables est plus importante, donc les pluies efficaces peuvent être surestimées. D’autre part, l’infiltration est impossible sur ces secteurs donc les écoulements hypodermiques sont nuls. Enfin, les influences anthropiques sur le ruissellement sont très importantes du fait de la canalisation du cours d’eau, de l’existence de bassins de rétention ou encore de récupérateurs d’eau de pluie. Il est donc normal d’obtenir un bilan déséquilibré avec des débits annuels théoriques plus importants que les débits mesurés sur ce bassin versant.

Enfin, les bilans des bassins versants des cours d’eau Urrutia et Urcuray sont largement déséquilibrés avec des valeurs de –56 % et –70 % respectivement. Cela signifie que les volumes mesurés sont largement supérieurs aux volumes théoriques. On peut donc supposer que la part des écoulements souterrains alimentant ces deux cours d’eau est majoritaire. Les apports souterrains viennent donc ici s’ajouter aux apports des écoulements de surface et de subsurface et donc déséquilibrer négativement le bilan annuel.

Ce bilan hydrogéologique, et les imprécisions qu’il comporte, ne constitue qu’une étape dans la démarche de compréhension du fonctionnement du système aquifère de l’Ursuya. Les résultats établies ici seront précisés dans le chapitre 4 grâce à la modélisation numérique hydrodynamique de l’aquifère.

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2. CARACTERISATION ISOTOPIQUE ET PHYSICO-CHIMIQUE DES