Chapitre IV . COMPORTEMENT HYDRODYNAMIQUE DE L’AQUIFERE
3. Essais de pompages
Une fois la géologie de l’aquifère caractérisée, il est important d’identifier les paramètres
hydrodynamiques des couches productives. Selon la description lithologique, il existe deux types de faciès sableux, connectés l’un à l’autre : Sl-S et SS (Fig. IV.2). Le contenu d’argile est variable
dans les sables Sl-S, tandis que le faciès SS ne contient pas d’argile. La présence d’argile est un
facteur important qui influence les propriétés hydrodynamiques, telle que la perméabilité, et affecte ainsi les écoulements souterrains.
Afin de connaître les propriétés hydrogéologiques de l’aquifère local, plusieurs essais de pompage
ont été effectués dans les puits. Ils sont mis en place de manière à avoir une idée des
caractéristiques de chaque sable qui forment l’aquifère. La localisation de chaque puits est
indiquée sur la Fig. IV.1 et Fig. IV.2.
Analyses de pompages dans la zone d’étude
En général, les pompages réalises ont eu une durée de minium 3h et maximum 20h. Ce court
intervalle de temps de pompage est dû à l’installation grossière des ouvrages et aux
caractéristiques propres des unités lithologiques.
La transmissivité et le coefficient d’emmagasinement ont été calculés par la Méthode
d’Approximation Logarithmique de Jacob (1950) à partir du graphique rabattement/logarithme du temps, d'où sont extraits la valeur c et le temps fictif à l'origine (t0). La modification de Hantush de la méthode de Theiss ou Jacob (Kruseman et al., 1974) adapté pour les pompages faits
dans les aquifères, à pénétration partielle, n’a pas pu être utilisé, à cause de l’installation
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Quatre exemples des courbes de rabattements peuvent être observés dans la Fig. IV.11. Les courbes de cette figure ont été nommées selon le puits pompé. Les résultats de cette étude sont exposés dans le Tableau IV.5.
Les valeurs de transmissivité et du coefficient d’emmagasinement dans le faciès SS (Puits 3)
n’ont pas pu être déterminées, probablement à cause d’un équipement très sommaire de l’ouvrage.
En effet, au cours des pompages réalisés sur ce point il n’a pas été possible d’obtenir un débit stable et, par conséquent, la courbe de rabattement n’a pas pu être interprétée. Les débits des
pompages sont également indiqués dans le Tableau IV.5. L’instabilité du matériel aquifère,
purement sableux a généré des courants très turbides gênant ainsi les mesures au Puits 3. Ces problèmes n’ont pas été observés pendant les pompages du Puits 2 et du Puits 4.
Tableau IV.5 Paramètres hydrogéologiques obtenus lors des pompages
Nom du Puits T (m²/s) S Débit (m³/s) Puits 1 et Puits 2 10¯ - 10¯ 0,003 – 0,08 3x10¯
Puits 3 - - 1,1x10¯ ³
Puits 4 10¯ - 10¯ ³ 0,003 – 0,08 7,2x10¯
Les débits des pompages au sein du Sl-S (Puits 1, 2 et 4) sont très faibles, tandis que au Puits 3 (faciès SS) le débit était plus fort (Tableau IV.5). De même, à la fin des pompages effectués sur le
Puits 3, la vitesse de remontée de l’eau observée est supérieure à celles observées au cours des
pompages faits sur les autres puits. La différence dans la magnitude de débits donne une idée de la productivité de chaque faciès. Le faciès présent au centre du bourrelet alluvial (Puits 3) est plus productif, en termes de transmissivité, que le faciès Sl-S situé dans les parties latérales du bourrelet. Cette affirmation est en accord avec les caractéristiques texturales de chaque faciès. Grâce aux valeurs théoriques de transmissivité (Castany, 1982), aux caractéristiques granulométriques et les données de débits, la transmissivité du bourrelet alluvial a pu être estimée. On la considère de l’ordre de 10-2
m²/s. En utilisant ces critères, la distribution de la transmissivité a pu être représentée dans la Fig. IV.12.
Les propriétés hydrodynamiques de la couche de sable fin (faciès Sl-S) confirment le caractère captif dans les parties latérales du bourrelet alluvial. De même, les valeurs de débits obtenues lors des pompages montrent un caractère plus transmissif au centre du bourrelet alluvial.
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Fig. IV.11 Exemple de courbes de rabattement en fonction du log du temps mesurées pendant les pompages faits au Puits 1, Puits 2 et Puits 4
Fig. IV.12 Distribution des valeurs de transmissivité dans les couches sableuses de l’aquifère superficiel
local
D’autre part, pendant la campagne d’Avril 2010 (pompage sur le Puits 2), un changement dans la
courbe de rabattement a été observé sur le Puits 1 (utilisé comme point d’observation pendant ce
pompage) (Fig. IV.13). La pente du Puits 1 devient plus faible au bout d’une heure et 50 minutes
de pompage (log h=2,7). Ce changement de pente sur la courbe de rabattement indique qu’une mobilisation d’eau d’un corps voisin est visible au cours du pompage.
Dans ce cas, le seul corps d’eau voisin correspond au Vaccarès, qui se situe à une distance de 28,3 m du Puits 1, vu qu’aucune rizière n’a été mise en eau à cette époque. Cette distance a été mesurée perpendiculaire à la cote et à la direction des vagues de l’étang quand elles sont
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Fig. IV.13 Comportement du Puits1 pendant le pompage sur le Puits2 (02/04/2010)
Fig. IV.14 Distance sur le terrain entre le Puits 1 et le Vaccarès (image prise sur Google Earth)
La distance théorique à la limite a été donc calculée sur la courbe de rabattement, afin de vérifier
l’influence de l’étang sur la nappe. Elle est obtenue par l’expression suivante (Castany, 1982)
(Équation 8)
Où x est la distance du piézomètre à l’axe du puits; ti est le temps d’intersection.
La distance calculée est de 27 m, ce qui confirme que l’eau du Vaccarès est mobilisée par la
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Conclusion
En conclusion, l’aquifère étudié est composé d’une nappe de surface, dans le premier mètre de profondeur au dessus de la couche d’argile, et d’une deuxième nappe aux propriétés différentes
selon le lieu : libre, dans la zone du bourrelet alluvial de Saint Ferréol, et captive, vers les parties latérales du bourrelet alluvial, dans les parties de basse altitude. Cette nappe a été dénommée superficielle.
Le niveau piézométrique de la nappe superficielle reste très proche de la surface. Elle suit la topographie, cependant elle est plus près de la surface vers les zones latérales du bourrelet que dans la zone centrale. Cette proximité de la nappe par rapport à la surface du sol la rend très vulnérable aux facteurs externes.
Les essais de pompage ont permis d’obtenir un ordre de grandeur de la transmissivité (10-5–10-4
m2/s) et du coefficient d’emmagasinement (0,003-0,08) pour le faciès Sl-S (sable fin avec
probable présence de l’argile), coïncidant avec le comportement captif de l’aquifère. Les
paramètres hydrogéologiques n’ont pas pu être calculés pour les sables grossiers du bourrelet
alluvial (faciès SS), toutefois le débit important observé lors des essais de pompage a mis en
évidence une capacité de transmission d’eau rapide par cette unité lithologique, ce qui confirme la
transmissivité plus élevée au centre du bourrelet alluvial, liée aux caractéristiques texturales. Les facteurs qui affectent la piézométrie locale, par ordre d’importance, en considérant la
magnitude et l’impact sur la nappe, sont :
- L’irrigation des cultures de riz.
- L’évapotranspiration.
- L’influence du Vaccarès.
- Les marées terrestres et les précipitations.
La recharge s’effectue principalement pendant la période d’irrigation. Les précipitations peuvent
contribuer à cette recharge mais elles restent négligeables. L’irrigation impacte fortement la
nappe, en la faisant remonter considérablement jusqu’à 1 m dans les parcelles irriguées et jusqu’à
20 cm dans les parcelles à proximité des rizières. Ce facteur masque les possibles variations
provoquées par les autres facteurs externes. Par conséquence, la nappe est affectée par l’influence
anthropique.
Par ailleurs, dans les parcelles non cultivées ou cultivées en blé, le comportement de la nappe est différent. Dans ce cas, une forte chute de la piézométrie est observée dans les premiers mètres de profondeur. L’évapotranspiration, via les températures élevées qui leur sont associées, a un effet
considérable sur la piézométrie, à condition que le piézomètre ne soit pas sous l’influence directe
de l’irrigation.
La chute du niveau piézométrique des parcelles sèches (> -1,5 m/NGF) induit un fort gradient avec la piézométrie des parties irriguées voisines induisant ainsi une réorientation ou une convergence des lignes de flux souterrains vers ces dépressions. Cette « appel » d’eau permet la
remontée capillaire dans les parcelles non irriguées et sous l’effet de l’évapotranspiration, le sel
est accumulé. Ce phénomène correspond à un effet endoréique. L’effet de l’évapotranspiration n’affecte pas les rizières, la couche d’eau d’irrigation protège donc la nappe de l’effet de l’évapotranspiration pendant la période estivale.
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La remonté du niveau d’eau dans le piézomètre Cab 4prof pendant l’été 2009 met en évidence une possible connexion hydrique entre les sables qui forment l’aquifère, donc une recharge de la
nappe principalement par l’irrigation des rizières (Fig. IV.8). Cependant, cette connexion reste
très faible car il semble que la piézométrie de chaque parcelle présente un comportement différent
selon le facteur qui l’affecte : (i) remontée de niveau d’eau dans les rizières, (ii) forte descente du
niveau d’eau dans les parcelles sèches, et (iii) variations piézométriques générées par les masses
d’eau voisines (l’étang de Vaccarès, le canal de Montlong et le marais « La Grand Mar »).
La transmissivité du bourrelet alluvial est mis en évidence également par l’étude de la piézométrie à proximité du canal. En effet, l’amortissement presque nul des courbes piézométriques indique un coefficient d’emmagasinement important et une bonne transmission d’eau du canal vers la
nappe, en contribuant ainsi à la recharge.
La vitesse de propagation des fluctuations obtenue grâce à l’étude du décalage confirme
effectivement le comportement libre du bourrelet alluvial (5 m/h) et le comportement captif vers la partie en contact avec le Vaccarès (2 m/h).
Les variations du Vaccarès peuvent être observées dans la nappe à proximité de l’étang.
Cependant, la reproduction des variations du Vaccarès par la nappe dépend de la relation de hauteur entre eux. Ainsi, quand le niveau de la nappe se situe en-dessous du niveau du Vaccarès, la piézométrie reflète clairement les changements à court terme et plus rapides du niveau de
l’étang, tandis que dans le cas contraire (niveau de la nappe plus haut que le Vaccarès) la
piézométrie reflète seulement les grands changements plus lents ou progressifs du niveau de
l’étang, c'est-à-dire les variations à long terme.
De cette façon, lors des fluctuations dans le Vaccarès la nappe reproduit les variations de l’étang.
La vitesse de propagation est lente et l’amortissement pas très important à cause de la présence de
la couche d’argile qui confère le caractère captif à l’aquifère dans les parties latérales du
bourrelet. Ces variations s’étendent jusqu’au moins 30 m de la rive.
Cette relation nappe/Vaccarès dépend aussi de l’action du vent marin sur les fluctuations du niveau de l’étang. En effet, quand le vent agit sur le basculement d’eau du Vaccarès celui-là peut remonter au dessus du niveau piézométrique et affectant ainsi la nappe proximale au Vaccarès. Par ailleurs, l’étude des pompages a montré un transfert de flux (appel d’eau) du Vaccarès vers la
nappe.
L’effet des marées terrestres et des précipitations a une influence très restreinte sur la nappe
locale. Les faibles précipitations, caractéristiques du climat sec de Camargue, n’ont pas d’effets
significatifs sur la recharge de la nappe. Ces faibles précipitations ne contribuent donc pas à la balance hydrique de cet aquifère.
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