Modèles hydrologiques couplés avec modèles des eaux superficielles et des eau

Les modèles de cette catégorie sont basés sur l'intégration de modèles hydrologiques et d'eaux souterraines existants, en considérant la recharge et le débit de base des eaux souterraines (échange direct entre la rivière et l'aquifère sous-jacent) comme variables de liaison (voir la Figure 2-4). La recharge des eaux souterraines est un résultat du modèle hydrologique qui constitue une condition à la limite supérieure variant dans le temps pour le modèle des eaux

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souterraines. En contrepartie, le débit de base calculé par le modèle d'eaux souterraines est utilisé comme entrée dans le module de routage des débits du modèle hydrologique [Barthel, 2006]. Contrairement aux modèles à base physique dans lesquels l'écoulement dans la zone non- saturée est décrite par l'équation de Richards, la couche non-saturée des modèles hydrologiques est habituellement conceptuelle et est souvent divisée en une couche de surface relativement mince et en une zone non-saturée plus profonde. De plus les flux ne sont généralement pas calculés en fonction d'une description physique du processus de flux. Par conséquent, les modèles intégrés surface et sous-surface de cette catégorie sont conceptuellement plus simples et plus rapides en calcul, car il n'est pas nécessaire de discrétiser la zone non saturée dans les sous-couches et ils sont plus pratiques pour la modélisation intégrée à l'échelle régionale [Barthel, 2006].

Figure 2-4. Représentation schématique du couplage des modèles hydrologiques et des eaux souterraines. Modifié d’après Barthel [2006].

Cependant, étant donné que le processus d'écoulement sous la surface est grandement simplifié dans les modèles hydrologiques, les réactions aux flux hydrologiques calculés par le modèle hydrologique ne sont pas prises en compte et le couplage entre les zones non-saturée et saturée est seulement à sens unique. Par exemple, lorsque la nappe phréatique est proche de la surface du sol, elle peut affecter de manière significative l'état d'humidité du sol dans la zone non-saturée par le biais de la remontée capillaire et de l'absorption directe d'eau de la nappe phréatique [Soylu et al., 2011], un processus qui n'est généralement pas simulé par le modèle hydrologique. Négliger ce processus peut donc affecter l'ampleur de l'infiltration, de l'évapotranspiration et de

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la percolation des eaux souterraines calculées par le modèle hydrologique, car elles dépendent de l'humidité du sol. Un exemple de cette approche de couplage unidirectionnel a été appliqué dans le couplage du programme de simulation hydrologique Fortran (HSPF) à MODFLOW [Ross et Tara, 1993]. Dans HSPF-MODFLOW, les eaux d'infiltration calculées par HSPF forcent le modèle des eaux souterraines sans prendre en compte les rétroactions de simulation des eaux souterraines sur la zone non-saturée.

Les modèles hydrologiques et d'eau souterraine couplés plus récents, entrant dans la présente catégorie de modèles, reposent sur une interaction bidirectionnelle des modèles hydrologiques et des eaux souterraines tels que SWAT-MODFLOW [Bailey et al., 2016; Chung et al., 2010; Guzman et al., 2015; Sophocleous et Perkins, 2000] et GSFLOW [Markstrom et al. 2008]. Dans une structure d'interaction bidirectionnelle, la charge d'eau souterraine calculée dans le pas de temps actuel est transmise au modèle hydrologique pour être utilisée dans le calcul des processus hydrologiques du pas de temps suivant. Par exemple, si le niveau de la nappe phréatique se situe dans la zone racinaire, il peut contribuer directement au mécanisme d'évapotranspiration, comme indiqué par Luo et Sophocleous [2011].

Contrairement aux modèles intégrés où les interactions entre les zones non-saturée et saturée peuvent être explicitement abordées via l'équation de Richards (comme dans MIKE SHE), la structure de couplage dans les modèles tels que HSPF-MODFLOW, GSFLOW et TOPMODEL- MODFLOW [Guzha, 2008] ne permet pas de capturer des interactions fortes entre les zones saturée et non-saturée, comme dans une nappe phréatique peu profonde. Dans de telles situations, les fluctuations de la nappe phréatique sont contrôlées par les variations non linéaires de l’emmagasinement spécifique. Dans les modèles couplés hydrologiques - eaux souterraines, l’emmagasinement spécifique est un paramètre relié aux propriétés du sol et indépendant du temps qui doit être déterminé par un processus d'étalonnage par rapport à des observations de la profondeur de la nappe.

En résumé, les modèles couplés hydrologiques-eaux souterraines sont les plus rapides en calcul comparés aux autres groupes, car aucune discrétisation verticale fine du profil du sol dans la zone non-saturée n’est requise et les petits intervalles de temps pour la résolution numérique ne sont pas nécessaires. Par conséquent, ces modèles conviennent à la modélisation des interactions à grande échelle des eaux souterraines et des eaux de surface [Barthel et Banzhaf, 2016].

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Cependant, leur application peut être difficile dans des environnements humides où l’interaction entre les zones non-saturée et saturée est forte et où les fluctuations de la nappe phréatique des aquifères non-confinés sont directement affectées par un emmagasinement spécifique dynamique en fonction de la nappe phréatique et des propriétés hydrauliques du sol (plutôt que constant dans les modèles à base physique d’eaux souterraines).

Considérant que l’interaction rivière-aquifère est une condition à la limite dépendant du niveau piézométrique dans le modèle des eaux souterraines (comme on le retrouve dans le module fluvial de MODFLOW), les modèles couplés peuvent simuler la distribution spatio-temporelle des échanges du flux rivière-aquifère [Bailey et al., 2016]. Toutefois, cette conceptualisation du réseau hydrographique dans les modèles d’eaux souterraines présente quelques limites : 1) le flux non saturé sous le lit de la rivière n’est pas simulé, ce qui peut entraîner une sous-estimation du flux d’infiltration du cours d’eau vers l’aquifère ; 2) l’incompatibilité entre la largeur de la rivière par rapport à la taille de la grille numérique de discrétisation de l'aquifère entraîne une erreur dans la position de la nappe phréatique sous la rivière [Brunner et al. 2010] ; 3) la discrétisation verticale de l'aquifère affecte également le flux d'échange [Brunner et al. 2010]. Il est important de noter que la zone non-saturée n'est souvent pas explicitement conceptualisée dans les modèles hydrologiques et souterrains couplés, ce qui peut affecter directement l'ampleur de la recharge calculée des eaux souterraines. En fait, dans les modèles hydrologiques, la zone souterraine s'étend souvent uniquement à travers la zone racinaire. Le flux ainsi calculé en dehors de cette zone est supposé atteindre directement la nappe phréatique dans le même pas de temps de simulation. Cependant, la présence de couches moins perméables dans la zone non- saturée peut réduire la réalimentation réelle de la nappe phréatique par rapport à la sortie de la zone racinaire (une partie de l'eau stockée dans la zone saturée moins perméable se décharge latéralement sous forme d'écoulement intermédiaire). Ceci représente un problème important, en particulier dans la modélisation à l'échelle régionale où l'épaisseur de la zone non-saturée peut être considérable et où la recharge des eaux souterraines calculée dans le modèle hydrologique n'atteindra jamais, ou seulement partiellement, l'aquifère sous-jacent, comme le montre la Figure 2-5.

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Figure 2-5. Représentation schématique de la recharge des eaux souterraines à différentes échelles. Adapté de Barthel [2006].