7.1 Les méthodes des différences finies

Les équations différentielles partielles décrivant les écoulements et le transport souterrains incluent des termes représentant des dérivées de variable

des différences finies sont basées sur l courbes).

Modélisation d’un système

représente la perméabilité multipliée par l’épaisseur de l’aquifère (transmissivité ). D’après l’équation de continuité, la différence entre l’entrée et la sortie doit

volume d’eau resté emmagasiné dans le prisme pour avoir:

crie pour un aquifère homogène, isotrope à nappe captive, un écoulement unidirectionnel des eaux souterraines. Ainsi pour un modèle 2D, elle s’écrit s

es solutions mathématiques conventionnelles pour l’équation

un nombre réduit de problèmes rencontrés sur le terrain (conditions aux limite

conséquent, des solutions approximatives sont utilisées. L’une des méthodes de simulation des équations différentielles de l’écoulement les plus utilisée est celle de l’équation des différence

; Finder, 1974). Pour un modèle 2D, le réseau de cellules est superposé du domaine considéré et chaque intersection entre deux lignes est considérée comme un nœud, pour le quel, les valeurs de T, S et K sont introduites dans le modèle (les conditions aux limites doivent également être définies).

Les méthodes des différences finies:

Les équations différentielles partielles décrivant les écoulements et le transport souterrains incluent des termes représentant des dérivées de variables

sont basées sur les approximations de ces mêmes dérivées (pentes des …

système hydrogéologique donné

104 té multipliée par l’épaisseur de l’aquifère (transmissivité et la sortie doit correspondre au

à nappe captive, un écoulement Ainsi pour un modèle 2D, elle s’écrit selon la relation :

(7) sont applicables pour (conditions aux limites simples). Par s. L’une des méthodes de simulation des équations différentielles de l’écoulement les plus utilisée est celle de l’équation des différences Pour un modèle 2D, le réseau de cellules est superposé entre deux lignes est considérée comme un nœud, pour le quel, les valeurs de T, S et K sont introduites dans le modèle (les conditions

Les équations différentielles partielles décrivant les écoulements et le transport continues. Les méthodes es approximations de ces mêmes dérivées (pentes des

Chapitre I

Figure 65. Approximation numérique des dérivé

Bennett (1976) (figure

charge hydraulique ∂h/∂x, à un point (d) entre les puits 0 et 1 est :

De même, l’approximation de la deuxième dérivé est donnée par :

Pour les puits 3 et 4 se trouvant le long d’ (∂2h/∂y2) au même point 0 est estimée comme suit

Pour des intervalles

Ces approximations peuvent être également obtenu séries de Taylor. Les erreurs d’approximation des dérivé intervalles Δx et Δy ; plus ces d

d’approximation sont appelées erreurs de tronquassion différences de quotient équiva

Modélisation d’un système

pproximation numérique des dérivées ∂h/∂x (a) et ∂h/∂y (b) (tous les puits sont équidistance) (Bennett 1976 ; modifiée).

(figure 65) démontra que l’approximation raisonnable de la dérivé à un point (d) entre les puits 0 et 1 est :

De même, l’approximation de la deuxième dérivée, (∂2h/∂x2), au point 0 (puits centrale)

Pour les puits 3 et 4 se trouvant le long d’une ligne parallèle à l’axe des « ) au même point 0 est estimée comme suit :

Pour des intervalles ∆x = ∆y, on aura :

Ces approximations peuvent être également obtenues en utilisant les expansions des erreurs d’approximation des dérivées sont proportionnelles aux valeurs des ces dernières sont petites, plus l’approximation est bonne. Ces erreurs sont appelées erreurs de tronquassion; parce que remplac

quivaut à utiliser les séries tronquées de Taylor (Peaceman

système hydrogéologique donné

105 ∂h/∂x (a) et ∂h/∂y (b) (tous les puits sont à

raisonnable de la dérivée de la

), au point 0 (puits centrale)

une ligne parallèle à l’axe des « Y », la dérivée

s en utilisant les expansions des s sont proportionnelles aux valeurs des s, plus l’approximation est bonne. Ces erreurs placer des dérivées par des à utiliser les séries tronquées de Taylor (Peaceman, 1977).

Chapitre I

Le temps peut être considéré comme une autre dimension et est index différent (discrétisation du temps). La pente de l’hydrographe ( point représente la dérivée

de la sorte :

Figure 66. Hydrographe montrant l’approximation de la dérivée

Ainsi, la pente de l’hydrographe à un temps différence en avant à t = n

différence en arrière à t = n

La résolution de l’équation de l’écoulement pour un nœud (i, j) se fait en considérant le niveau piézomètrique de cinq noeuds à deux instants différents.

Modélisation d’un système Le temps peut être considéré comme une autre dimension et est index différent (discrétisation du temps). La pente de l’hydrographe (figure 6

de la charge hydraulique par rapport au temps et peut être approxim

∂h/∂t ≈ Δh/Δt.

ydrographe montrant l’approximation de la dérivée ∂h/∂t (pente) à un temps « par le quotient Δh/Δt (Konikow, 1996).

’hydrographe à un temps « tn » est donnée comme ifférence en avant à t = nΔt (n à n+1) :

en arrière à t = nΔt (n à n-1) :

La résolution de l’équation de l’écoulement pour un nœud (i, j) se fait en considérant le niveau piézomètrique de cinq noeuds à deux instants différents.

système hydrogéologique donné

106 Le temps peut être considéré comme une autre dimension et est ainsi représenté par un figure 66) à n’importe quel de la charge hydraulique par rapport au temps et peut être approximée

(pente) à un temps « tn »

est donnée comme suit:

Chapitre I Modélisation d’un système hydrogéologique donné

107 Figure 67. Discrétisation du temps au nœud (i, j) dans une grille deux dimentionelles à différences finies, A : différnece en avant et b : différence en arrière (Konikow, 1990).

Sur la figure 67-(a), sont représentées les dérivées spatiales de h au temps tn (toutes les variables sont connues) et la dérivée du temps comme différence en avant des valeurs de h inconnues au temps n+1. Ainsi, pour chaque nœud de la grille on aura une équation de différence séparée, contenant une seule variable inconnue. Ces équations (explicites) sont assez simples à résoudre, mais peuvent êtres associées à des problèmes de stabilité, lorsque les intervalles de la variable temps sont importants. Par conséquent, des erreurs numériques mineures peuvent se propager à grande échelle, lors des dernières étapes de calcul.

Sur la figure 67-(b) par contre, sont représentées les dérivées spatiales de h au temps tn, où toutes les variables sont inconnues. Ainsi, pour chaque nœud de la grille, on aura une équation contenant cinq inconnus, qui ne peut être résolue directement. Néanmoins, pour un nombre N de nœud dans la grille, on aura un système de N équations contenant un total de N inconnus. Ces systèmes associés à des conditions aux limites bien spécifiées ont l’avantage d’êtres stables, même s’ils sont plus compliqués à résoudre.

Une équation de différence finie d’un nœud (i, j) pour un écoulement à deux dimension d’un aquifère hétérogène et anisotrope, pour lequel les coordonnées du système sont alignées avec les axes majeurs du tenseur transmissivité, peut être approximée comme suit :

Cette formulation assume que n’importe quel changement de Wi,j, affecte la totalité de la surface de la cellule et non le seul point du nœud (i,j). La transmissivité dans l’équation (8) représente la moyenne harmonique des transmissivités des deux cellules mitoyennes. Cette

Chapitre I Modélisation d’un système hydrogéologique donné

108 moyenne convient à l’assomption que les valeurs de transmissivité sont constantes et uniformes à l’intérieur de chaque cellule, mais peuvent varier de l’une à l’autre. D’autres types de moyennes peuvent être plus appropriés à d’autres assomptions de distribution de la transmissivité (Goode & Appel, 1992).