N
bassin (cf. annexe 1.1, Déconvolution).
Di:Hérents-essai~-utIÜ.sant une·if~F:U. comprise entre 0 et 150 mm, ont été réalisés. Les meilleurs résultats, aussi bien en calage qu'en vérification, donnent les valeurs suivantes:
~ RFU = 100 mm
~ A = 0.66
La structure géologique du bassin permet d'exclure l'existence de pertes notables. La valeur de A indique donc une entrée surestimée, confir-mant l'extension du bassin souterrain, moins grande que celle du bassin super-ficiel, utilisée dans le calcul, alors que l'écoulement est souterrain en majorité comme nous allons le voir.
3.2 QUANTITE GLOBALE INFILTREE
L'approche précédente présente l'inconvénient de
confondre débit de drainage souterrain et ruissellement superficiel. On est alors en droit de se demander quelle part de la pluie nette ce dernier represente-t-il.
Pour répondre à cette question, nous avons tenté, sur l'histo-rique de débits journaliers disponibles (Avril 1970 à Décembre 1975), d'~ofeA d~ êp~od~
de
~ui4~ettementpun
(reconnus par des pics de débit sur une série monotone représentant le débit de base) et de les rapporter aux épisodes correspondants de pluie nette. La durée des épisodes en question est généra-lement comprise entre un jour et une semaine. Une trentaine de couples pluie-débit ont ainsi pu être définis sans ambiguité sur l'origine des pluie-débits. On peut en voir un exemple sur la Fig.5A.2.4
2....
~
..
~ '1.'5 c:al
:= O.,
"I:l
;>
i
c: o.•'5Cl
a::
O.!!
Cl,
FIG.58
'3Cl'tempsen ioursGO.
- DETERHINATION DU RUISSELLEMENT DIRECT
Pour l'ensemble de ces épisodes, la moyenne des valeurs de R/P est égale à 2.5 %, ce qui signifie que le ruissellement pur n'excêde pas 2.5 %de la pluie nette. On notera toutefois que le modêle de pluie efficace adopté n'est pas en mesure de rendre compte de la totalité du ruissellement. Cette remarque est attestée par l'examen simultané des pluies nettes et des débits journaliers où l'on peut observer certains pics de débit en l'absence de toute pluie nette du modêle, particuliêrement au cours des étiages (Fig. 56 & 57). Le pas du calcul lui-même (1 jbur) ne permet pas de prendre en compte le paramêtre inten6Lt~, lequel est primor-dial dans le déclenchement du ruissellement.
Si les pluies à forte intensité (pluies d'été généralement) ruissellent en quasi-totalité, le fait qu'elles ne soient pas prises en compte par notre modêle de pluie efficace ne devrait toutefois pas influer sur les quantités infiltrées qui, seules, nous intéressent.
Il apparaît donc en définitive que la quasi-totalité (97.5 %) de la pluie nette adoptée s'infiltre vers la nappe dans le bassin de la Lys.
Dans la suite de cet exposé, on tentera de véfifier la véracité de cette estimation préliminaire.
Si une telle approche a pu être réalisée sur le bassin de la Lys, on ne peut en dire autant des autres bassins inclus dans le modèle de simulation, particulièrement pour le versant Canche-Ternoise où il paraît
difficile de faire les parts respectives du ruissellement et de l'infiltration.
Cette indétermination créera des difficultés lorsque l'on tentera de relier l'alimentation de la nappe à la pluie efficace.
3.3 - RETARD* AL' INFILTRATION
Entre le moment où l'eau s'infiltre dans le sol et celui où elle parvient à la nappe, il existe un certain retard dont l'importance dépend de deux paramètres:
- la p~méab~éde l'aquifère dans la zone non saturée, - la p~o6ondeUhde la surface libre de la nappe sous le sol.
N'ayant aucune connaissance a priori sur la répartition des perméabilités dans la zone non saturée, on peut considérer le milieu
homogène
en première approximation et penser à moduler le retard en fonction de la seule
p~o6ondeUhdes niveaux. Mais l'examen des variations piézométriques aux diffé-rents points montre déjà la difficulté d'établir une relation directe entre la'profondeur, à la fin de l'étiage par exemple, et le déphasage au piézomètre
(Fig. 54 ). Néanmoins, et pour caractériser ce déphasage d'une manière plus précise que la simple appréciation visuelle, on a tenté d'y rechercher une relation de convolution par l'identification d'une fonction de transfert entre la pluie nette et les niveaux en plusieurs piézomètres (on utilise en réalité non pas les niveaux piézométriques eux-mêmes , mais leur variation par rapport au niveau minimum de la série de façon à accuser les contrastes entre les périodes d'étiage et de hautes-eaux).
Cette technique permet d'obtenir des fonctions de transfert dont la forme est physiquement acceptable (Fig. 59), mais les résultats que l'on pourra en retirer ne peuvent aspirer à une grande finesse. En effet,
* Retard déphasage et amortissement. Ce concept sera mieux défini p. 191.
.07 .0'. .0
1703083 1802010 1704026
.œ05 .02 .0016
Cl. o. Q•
.0018
1801122
.0010 .00
1801124 1708025
o. 0.
o.
.00C)
FIG. 59 - FONCTIONS DE TRANSFFR':r PLUIF NETTE-NIVEAUX PIEZOMETRIQUES
en déconvoluant les remontées piézométriques par les précipitations, on intègre deux phénomènes distincts: l'écoulement en zone non saturée et
l'écoulement dans la nappe. Des piézomètres situés à proximité des exutoires (comme le 1708025 par exemple) présenteront donc des retards apparents plus importants qu'en réalité. Cette réalité ne pourra être appréhendée avec précision que si l'on arrive à isoler chacune des deux composantes d'écoule-ment: saturée et non saturée. C'est ce que nous tenterons de faire dans
les pages qui suivent.
Néanmoins, on peut tenter une première analyse des fonctions de transfert pluie-niveaux (mensuels) obtenues. On peut observer (Fig. 59) que la longueur et la position de la pointe peuvent être difficilement reliées à la profondeur de la nappe. Mais en considérant certains piézomètres, on peut trouver une ébauche d'évolution normale avec la profondeur. Il n'existe pas toujours de relation entre
dépha6age
et p~o~ondeunde niveau:
onobserve des déphasages différents à profondeur égale, et même des cas
totalement aberrants où le piézomètre le plus profond réagit le plus rapide-ment. La présence d'anomalies importantes probablement liées à une fractu-ration plus ,grande de la craie et détectées par les puits 17-3-83 et 18-2-10
(cependant les zones fracturées ne se limitent probablement pas à ces deux points), perturbent en partie le processus de percolation normal (qui aurait eu lieu en terrain homogène) à travers la tranche non saturée.
En définitive, et en tenant compte des restrictions précédentes, le paramètre le plus déterminant du retard à l'infiltration semble être ici la perméabilité de la zone non saturée plus que son épaisseur, et cette
perméabilité est extrêmement variable dans l'espace. C'est là une conclusion importante qui justifie que l'on s'attache à définir la variation spatiale du transfert en zone non saturée. L'approche que nous allons examiner devrait nous y faire parvenir.
4 - METHODE D'IDENTIFICATION DU PROCESSUS D'ALIMENTATION La variation spatiale du retard à l'infiltration efficace avait pu être déterminée à Kairouan, le long d'un oued, par approximations successives au cours du calage du modèle maillé de la nappe. Dans le cas de la Lys, l'alimentation de la nappe s'effectue par toute Sa surface et il s'introduit une dimension d'espace supplémentaire: identifier le retard en tout point par une méthode directe devient alors une entreprise quasiment insurmontable, sauf en cas de grande homogénéIté, ce que l'on ne rencontre pas dans la Lys. Nous allons voir cbmment on peut évaluer ce retard par une procédure automatique effectuant des déconvolutions en série.
Afin de définir avec plus de précision le concept de retard à l'infiltration, on va distinguer dans ce qui suit la notion de débit d'infil-tration de celle de débit d'alimentation:
a - En un point donné, le débit d'infiltration est le débit parvenant au sommet de la zone non saturée. C'est le flux issu du réservoir-sol superficiel, et correspondant à la
pluie nette
adoptée jusqu'ici.b - Au droit du même point, le débit d'alimentation est celui p~venant
à
la
~un6aQe dela nappe,
après avoir percolé à travers toute la tranche non saturée.Entre ces deux grandeurs, on considère qu'il y a QO~ehvation
de mM~e,
l'al..ùl1enta.:tlon
ne représentant qu'unein6.LU:!ta;tion
cü.,)6élLée dans le temps au moyen d'une loi que l'on peut appeler"nonQüon de. lLe..talLd",
carac-térisant les propriétés de la zone non saturée et que l'on devra identifier en chaque point de la nappe.4.1 - DEBITS D' ALIr1ENTATION
Si l'on admet que les transmissivités de l'aquifère ne varient pas dans le temps, les équations du mouvement en milieu poreux saturé sont linéaires. On peut alors écrire une relation linéaire entre les débits d'alimentation de la nappe et la remontée du niveau piézométrique: cette
relation peut s'écrire sous la forme d'une intégrale de convolution:
t
S. (t).i, =
J
q(.r). <1>.~(t-T)dT-co
(1)