SOUTERRAIN VARIABLEMENT SATURÉ EN EAU
I. 2.3.3.2 Zone d’aération
I.3 Propriétés hydrauliques des milieux non saturés
I.3.2 Evolution de la conductivité hydraulique en milieu non saturé
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l’application d’une succion, les macropores se désaturent très rapidement, à l’instar des fissures en milieu rocheux. Les agrégats jouent un rôle semblable à la matrice des roches fissurées, des succions importantes devant habituellement être appliquées pour extraire l’eau qui y est logée.
Par ces analogies physiques et leurs conséquences sur le comportement hydrologique du sous-sol, les milieux fissurés ou macroporeux sont souvent étudiés avec les mêmes concepts. La courbe de rétention présente une allure assez similaire. Au voisinage de la saturation en eau, l’application d’une petite succion entraîne la désaturation rapide des macropores ou des fissures. Par la suite, une augmentation de la succion appliquée se traduit par une variation plus faible de la teneur en eau au sein du matériau (fig.I.3.3). Des observations de ce type ont été faites dans des craies en Angleterre (COOPER et al., 1990 , GARDNER et al., 1990).
Figure I.3.3. Exemple de courbe de rétention type pour un milieu fissuré ou macroporeux
On verra par la suite que la structure très particulière de ces matériaux entraîne d’importantes conséquences sur l’évolution de la conductivité hydraulique non saturée et sur le transport et le piégeage des solutés. Plus pratiquement, l’importance de tels effets structuraux sur le comportement hydrodynamique et hydrodispersif des craies en Hesbaye sera illustré.
I.3.2 Evolution de la conductivité hydraulique en milieu non saturé
Même si l’on ne traite pas dans ce chapitre l’hydrodynamique du milieu variablement saturé, il est intéressant d’aborder l’évolution de la conductivité hydraulique
K
en fonction de la teneur eneau
θ
du milieu. Cette relation est en effet considérée comme une des propriétés hydrauliques du milieu non saturé, au même titre que la courbe de rétention. Cela permettra aussi d’introduire une série de phénomènes et processus physiques caractéristiques du milieu non saturé, avant le chapitre consacré à la dynamique des écoulements dans le milieu variablement saturé (chapitre I.4).La conductivité hydraulique exprime l’aptitude du milieu à conduire l’écoulement de l’eau.
Plus elle est faible, plus une charge hydraulique importante est nécessaire afin que l’eau puisse s’y mouvoir. En milieu saturé, la relation entre le débit transitant à travers une section, la charge hydraulique appliquée et la conductivité hydraulique a été définie par DARCY (1856). Cette relation s’exprime sous la forme suivante :
H K z h K
v
D= −
S⋅ ∇ ( + ) = −
S⋅ ∇
(1.6)où :
-vD est le flux de Darcy, c’est-à-dire le débit transitant par unité de surface de milieu poreux (LT-1) ;
- H =h+z est le potentiel hydraulique total défini précédemment (L) ;
-KS est le tenseur de conductivité hydraulique à saturation de l’élément de matériau poreux considéré (LT-1).
Normalement, cette relation n’est applicable que dans une certaine gamme de conductivités hydrauliques. Des déviations apparaissent (fig.I.3.4) dans des milieux caractérisés par de très faibles conductivités comme les argiles et, à l’inverse, dans des milieux à conductivité très élevée où l’hypothèse de régime laminaire d’écoulement peut être prise en défaut (par exemple dans des fissures très ouvertes). Malgré ces limites, la relation de Darcy est presque toujours considérée pour évaluer les flux de filtration en milieu souterrain.
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Figure I.3.4. Déviations observées par rapport à la loi de Darcy (adapté de DASSARGUES, 1992)
Comme expliqué précédemment, la continuité et la mobilité de la phase liquide présente au sein du milieu poreux dépendent du degré de saturation en eau. Plus le milieu est désaturé, plus la phase liquide est discontinue et plus l’eau résiduelle présente une adhésivité forte vis-à-vis du solide.
La conductivité hydraulique étant une mesure de l’aptitude du milieu à laisser l’eau se mouvoir en son sein, on comprend aisément que ce paramètre dépend de la teneur en eau.
Lorsqu’on applique une succion au milieu poreux, on draine progressivement les différents types d’eau (eau gravifique, eau capillaire, eau pelliculaire et eau hygroscopique), passant d’une phase aqueuse continue à une phase aqueuse discontinue, caractérisée par des films d’eau entourant chaque particule solide et presque totalement isolée des autres films (sinon aux points de contacts entres particules solides). On passe progressivement d’une conductivité hydraulique plus ou moins élevée (fonction du type de milieu poreux) à une conductivité hydraulique pratiquement nulle, quand la teneur en eau est proche de la teneur en eau résiduelle.
La généralisation de l’expression de la conductivité hydraulique aux milieux non saturés se fait habituellement comme suit :
( ) θ K
sk
r( ) θ
K =
(1.7)où kr
( ) θ
est la conductivité hydraulique relative qui peut varier entre 0 (milieu fortement désaturé, au travers duquel aucune eau ne peut se mouvoir et 1 (milieu poreux complètement saturé en eau).La conductivité hydraulique à saturation est considérée comme une constante multipliée par un terme kr qui prend en compte l’influence du degré de saturation en eau sur le paramètre de conductivité.
La figure I.3.5 présente l’allure typique de la conductivité hydraulique relative kr en fonction de la teneur en eau
θ
. Cette relation passe par kr =1 pourθ = θ
s et tend vers 0 quand teneur en eau tend vers la teneur en eau résiduelleθ
r. Les courbes A et B correspondent aux mêmes courbes représentées à la figure I.3.1.Figure I.3.5. Evolution de la conductivité hydraulique en fonction de la teneur en eau
I.3.2.1 Milieux rocheux fissurés et milieux macroporeux
De façon analogue à la relation h
( ) θ
, la relation kr( ) θ
entre la conductivité hydraulique et la teneur en eau présente dans les matériaux macroporeux et les roches fissurées des propriétés particulières. La conductivité hydraulique à saturation de ces matériaux dépend essentiellement du degré de fissuration ou de la densité de macropores au sein du matériau, donc de la conductivité hydraulique des fissures ou des macropores. Lorsque le milieu se désature, les macro-fissures ou les-- P Pr ro op pr ri ié ét té és s h hy yd dr ra au ul li iq qu ue es s d de es s m mi il li ie eu ux x n no on n s sa at tu ur ré és s - - - - 5 55 5 - -
hydraulique de l’ensemble, celle-ci n’étant plus gouvernée que par la conductivité hydraulique de la matrice poreuse. La relation kr
( ) θ
présente donc une variation assez rapide pour des valeurs de teneur en eau légèrement inférieures à la teneur en eau à saturation (fig.I.3.6).De plus, certains auteurs ont démontré que dans les milieux fissurés, la présence d’air au sein des fissures a un effet imperméabilisant vis-à-vis de la migration de l’eau suivant une direction orthogonale au plan de fissuration (WANG &NARASIMHAN, 1985, PRUESS &WANG, 1987). Quand les fissures sont désaturées, les écoulements au sein de la matrice sont cantonnés aux points de contacts entre blocs microporeux, ce qui peut réduire nettement la section accessible à l’écoulement de l’eau.
Figure I.3.6. Exemple de courbe de conductivité hydraulique pour un milieu fissuré ou macroporeux
Lorsqu’une recharge en eau est appliquée à la surface de ces matériaux, les fissures ou les macropores ne conduisent effectivement l’eau que si la durée et l’intensité de la recharge sont
« suffisantes ». Lors des premiers instants, la matrice poreuse joue le rôle d'une éponge très efficace.
Les pores étant petits, des forces de capillarité très puissantes y règnent et pompent littéralement toute l’eau passant à leur contact. C’est le mécanisme d’imbibition. A contrario, si une recharge très intense est appliquée, il est possible que le mécanisme d’imbibition ne soit pas assez rapide pour absorber toute l’eau apportée. La matrice se sature superficiellement et ne peut immédiatement accepter un apport supplémentaire d’eau. Dans ce cas, les fissures ou les macropores sont activées avant même que la matrice ne soit complètement saturée et l’on assiste à un phénomène de court circuit (by-pass
flow), donc à une migration préférentielle de l’eau via les fissures ou les macropores. Ces phénomènes de court circuit ne se produisent réellement qu’au voisinage de la surface du sol, où aucun effet tampon n’est assuré pour atténuer les variations parfois brutales des apports en eau.
Le comportement hydrodynamique des milieux macroporeux ou fissurés est donc très différent selon que l’on est à saturation complète ou en conditions non saturées. A saturation, la conduite de l’eau est assurée par les macropores ou les fissures (généralement à des vitesses assez grandes). Quand le milieu se désature, le réseau préférentiel d’infiltration est rapidement désactivé. La matrice joue alors le seul rôle de cheminement de l’eau, à une vitesse moyenne d’infiltration généralement inférieure de plusieurs ordres de grandeur par rapport aux conditions saturées.