Infiltration, saturation du sol et percolation

Lorsque l’eau se répand sur un sol sec, elle se distribue autour des particules du sol où elle est

maintenue par des forces d’adsorption. Elle déplace graduellement l’eau dans les pores ou les

remplie éventuellement (Michael, 1982 cité par Parhi et al., 2007). A l’instant où le potentiel

capillaire s’approche de zéro, le ruissellement débute et on assiste à une baisse du régime

d’infiltration (Parhi et al., 2007). Le temps (𝑡

𝑝

^{) nécessaire à la formation d’une lame d’eau en}

surface dépend de la teneur en eau initiale du sol (Mishra et al., 2003).

Suivant sa teneur en eau initiale, le sol présente un taux d’infiltration maximum (𝑖

0

^{) qui}

décroît au fur et à mesure que l’eau s’infiltre dans le sol jusqu’à tendre vers une valeur plus ou

moins constante (𝑖

_𝑓

), proche de la perméabilité à saturation (𝐾

_𝑠

), quand le sol approche de

l’état de saturation après une certaine période d’infiltration ininterrompue. Avant le temps

(𝑡 <𝑡

𝑝

^{) pour qu’une lame d’eau puisse se former à la surface du sol, l’intensité de pluie est}

généralement inférieure au potentiel d’infiltration à cause de l’existence d’un très haut

potentiel de succion (𝜓). Au fur et à mesure qu’il continue de pleuvoir (𝑡 >𝑡

_𝑝

), une certaine

épaisseur du sol se sature à partir de la surface (𝜓= 0) à compter de (𝑡

𝑝

^).

Kim et al. (2004), dans leur article concernant l’influence de la pluie sur la stabilité des talus

des sols altérés (weathered soils) de Corée, indiquent que les ruptures observées dans ces sols

correspondent à des glissements de surface (2 – 3 m de profondeur) qui se développent

parallèlement au talus original. La surface libre de la nappe d’eau du sol est généralement

localisée à une profondeur considérable en-dessous de la surface du sol et qu’il n’y avait pas

d’évidence que d’intenses pluies pourraient provoquer une remontée suffisante de la surface

libre pour provoquer de tels mouvements de sol. Citant (Lumb, 1975; Rahardjo et al., 1995;

Ng and Shi, 1998; Fourie et al., 1999), Kim et al. (2004) ont fait remarqué qu’au contraire, les

glissements pourraient être attribués à l’avancement d’un front d’humidification en profondeur

provoqué par l’infiltration des eaux de pluie qui ont augmenté la teneur en eau en réduisant la

succion et la résistance au cisaillement sur la surface potentielle de rupture.

Kim et al. (1994) ont noté que l’équation 21 suivante proposée par Lumb (1975) pour estimer

la profondeur de la bande humide (wetting band) sur la base du degré de saturation initial et du

degré de saturation final ne prenait pas en compte l’intensité de pluie et la succion présente

dans le sol. De ce fait, cette équation ne serait pas satisfaisante pour traiter des problèmes

d’infiltration d’eau de pluie dans des sols non saturés.

(21)

h

w

^{est la profondeur de la bande humide,} 𝑘

𝑠

^{est la perméabilité du sol saturé, t est la durée de}

pluie, n est la porosité et, 𝑆

₀

et 𝑆

_𝑓

sont le degré de saturation initial et le degré de saturation

final respectivement.

Selon Xue et al. (2007), la teneur en eau du sol est accrue par la percolation de l’eau de pluie ;

ce qui réduit la succion sur le site et ainsi décroît la capacité d’infiltration du sol. Pour cette

raison, la proportion de pluie qui s’infiltre ou qui ruisselle change continuellement durant un

épisode pluvieux. Gavin et al. (2008) ont aussi fait remarquer que lorsque la succion initiale

est élevée, le taux d’infiltration est contrôlé par l’intensité de pluie (supply controlled) et, dans

des situations où la succion est faible, le taux d’infiltration est contrôlé par la capacité

d’infiltration du sol (demand controlled). Gavin et al. (2008) notent également, qu’en milieu

tropical, la surface libre de la nappe d’eau du sol est généralement à une profondeur très élevée

par rapport à la surface du sol où des valeurs élevées de succion se manifestent.

Sur la base de profils stratigraphiques relatifs à des tronçons routiers d’Haïti, il peut être admis

qu’en général, les conditions hydrogéologiques y sont similaires à celle évoquées ici.

Castany (1982) fait remarquer que l’eau gravitaire (ou eau mobilisable) circule seule dans les

aquifère, sous l’action des gradients et alimente les ouvrages de captage et les sources. La

quantité d’eau gravitaire est temporaire, en transit et souvent nulle.

Pour sa part, l’eau de rétention (eau capillaire et eau adsorbée), fraction de l’eau souterraine

maintenue dans les vides à la surface des grains ou des parois des microfissures par des forces

supérieures à celles de la gravité, n’est donc pas mobilisable. Le phénomène de rétention de

l’eau, à la surface des grains, est la conséquence de la structure moléculaire particulière de

l’eau (Castany, 1982).

Felix (2006) relate que deux principales approches sont utilisées pour décrire le mouvement de

l’eau dans la zone non saturée du sol : une approche conceptuelle basée sur la combinaison des

lois de Darcy et de conservation de la masse et une autre approche dite fonctionnelle basée sur

la capacité « réservoir-sol » à contenir l’eau.

Concernant l’approche conceptuelle du mouvement de l’eau, Felix (2006) indique qu’après

l’arrêt du processus d’infiltration, le mouvement de l’eau vers le bas ne s’arrête pas

immédiatement. L’eau percole dans les couches inférieures aussi longtemps que la teneur en

eau des couches supérieures le permet ; on parle de processus de redistribution de l’humidité

dans le profil. Cette teneur en eau dans son mouvement est soumise à deux principales forces :

l’une due à la gravité et l’autre à la succion. Ainsi, dans les travaux de modélisation dans les

sols non saturés on considère que son potentiel (𝜓

_𝑡

) est la somme d’une composante gravitaire

(𝜓

𝑔

^{) et d’une composante matricielle (}𝜓). Et le gradient de succion constitue la force motrice

qui fait mouvoir l’eau d’un point quelconque à un autre dans le sol.

En ce qui se rapporte à l’approche fonctionnelle du mouvement de l’eau, Felix (2006) note que

les modèles fonctionnels ou modèles « type-capacité » de la redistribution de l’eau dans le sol

reposent sur un concept simplifié du mouvement de l’eau et requièrent certaines données

physiques du sol faciles à déterminer et largement disponibles. L’approche largement utilisée

dans ce cas est celle dite en cascade où le profil du sol est divisé en un ensemble de couches

superposées d’épaisseurs identiques ou variables. Dans les modèles de « type capacité » les

processus hydrologiques sont gouvernés par trois états d’humidité du sol cités ci-après :

− Le point de flétrissement (WP) permanent défini comme étant l’humidité en dessous de

laquelle la plupart des plantes sont incapables d’extraire l’eau du sol. C’est l’humidité

correspondant à un pF de 4,2 (≅ 1,6 𝑀𝑃𝑎).

− La capacité au champ (FC) considérée comme l’humidité obtenue dans un horizon

donné après que toute l’eau en excès ait été drainée sous l’effet de la gravité.

− La saturation (PO) qui caractérise la teneur en eau volumique quand il n’y a plus d’air

dans les pores du sol. Elle peut être considérée comme étant la porosité totale du sol.

C’est l’état d’humidité correspondant à un pF nul.

Pour Felix (2006), ces trois niveaux d’humidité une fois définis permettent de décrire le

processus de circulation de l’eau à travers les horizons. Le mouvement de l’eau de l’horizon

supérieur (i) vers l’horizon inférieur (i+1) ou redistribution s’arrête une fois que la couche (i)

est débarrassée de son eau gravitaire ou que sa capacité au champ est atteinte.

Bell (1998) a mis en relation les notions de rétention spécifique (specific retention) et de

transfert spécifique (specific yield). Pour l’auteur, même lorsqu’un sol est saturé, seulement

une partie des eaux peut y être extraite par gravité ou par pompage. L’autre partie est

maintenue dans le sol par les forces capillaires ou moléculaire. Le rapport entre le volume

d’eau retenu et le volume total du sol est notée « 𝑆

𝑟𝑒

^{». La notion de transfert spécifique d’un}

sol fait référence à sa capacité de transfert d’eau attribuable au drainage par gravité tel que

cela se produit lorsque le niveau de la nappe souterraine baisse. Le transfert spécifique, noté

« 𝑆

𝑦

^{», exprime donc le rapport entre le volume d’eau, après saturation, qui peut être drainé}

par gravité et le volume total de l’aquifère. Selon Bell (1998), quand tous les pores du sol sont

interconnectés, on a la relation suivante :

𝑛 =𝑆

𝑟𝑒

+𝑆

𝑦

⁽²²⁾

Les notions de rétention spécifique et de transfert spécifique définies par Bell (1998) sont à

considérer en relation avec les notions de porosité cinématique et de porosité de drainage.

Selon Marsily (2004), à partir d’un volume élémentaire représentatif (V.E.R. : quelques cm

³

à

quelques m

³

), qui consiste à affecter à un point mathématique de l’espace la valeur moyenne

des propriétés d’un volume de sol, on distingue :

− La porosité totale, rapport entre le volume des vides et le volume total du sol ;

− La porosité cinématique, rapport entre le volume d’eau qui peut circuler et le volume

total du sol, et ;

− La porosité de drainage qui représente la part d’eau qui peut être drainée par gravité. Elle

correspond au concept de capacité en champ, état du sol obtenu une fois écoulée toute

l’eau qui peut le faire par simple gravité. La teneur en eau d’un sol dans cet état varie

avec l’altitude, puisque en chaque point, le potentiel capillaire doit équilibrer le potentiel

gravitaire.

1.1.6.1. Infiltration et profil hydrique du sol

La variabilité spatio-temporelle de la teneur en eau dans le sol peut être décrite par les profils

hydriques qui représentent la distribution verticale des teneurs en eau dans le sol à différents

instants donnés. Selon Musy et al. (2004), dans un sol homogène et lorsque la surface du sol

est submergée, le profil hydrique du sol présente (figure 10) :

˗ une zone de saturation, située immédiatement sous la surface du sol ;

˗ une zone proche de la saturation appelée zone de transmission, qui présente une teneur

en eau proche de la saturation et en apparence uniforme ; et finalement,

˗ une zone d'humidification qui se caractérise par une teneur en eau fortement

décroissante avec la profondeur selon un fort gradient d'humidité appelé front

d'humidification qui délimite le sol humide du sol sec sous-jacent.

Figure 10 : Profil Hydrique

Source : Musy et al. (2004)

En fonction de l’intensité de la pluie et du régime d’infiltration, le front d’humidification

avancera en profondeur et les trois zones s’allongeront à chaque instant 𝑡

_𝑖

comme représentées

dans la figure 11 suivante :

Figure 11 : variation du profil hydrique par rapport au temps

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