Modélisation de l’impact des forçages océaniques sur les nappes côtières. Étude de l’Ermitage (île de La Réunion)

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Modélisation de l’impact des forçages océaniques sur les nappes côtières. Étude de l’Ermitage (île de La Réunion)

Julie Lézé

To cite this version:

Julie Lézé. Modélisation de l’impact des forçages océaniques sur les nappes côtières. Étude de l’Ermitage (île de La Réunion). Sciences de la Terre. Université de la Réunion, 2012. Français.

�NNT : 2012LARE0016�. �tel-01196314�

Université de La Réunion - Laboratoire GéoSciences Réunion

THESE

Présentée à l’Université de La Réunion En vue de l’obtention du grade de Docteur en Sciences de la Terre

Spécialité : Hydrogéologie

Par

Julie LEZE

MODELISATION DE L’IMPACT DES FORCAGES OCEANIQUES SUR LES

NAPPES COTIERES

Etude de l’Ermitage (île de La Réunion)

Soutenue publiquement le 7 décembre 2012, devant un jury composé de :

Thomas STIEGLITZ HDR, CNRS LEMAR, Plouzané Rapporteur

Anis YOUNES HDR, CNRS LHyGes, Strasbourg Rapporteur

Thierry MARA HDR, Laboratoire PIMENT, La Réunion Examinateur

Jean Lambert JOIN Professeur, Laboratoire GéoSciences, La Réunion Directeur

Olivier BANTON Professeur, LHA, Avignon Co-directeur

Page 2

A mes parents : Evelyne et Guy,

Page 4

Avant propos

Cette thèse a été réalisée au Laboratoire GéoSciences Réunion, à l’Université de La Réunion sous la direction du Pr. Jean - Lambert Join et sous la co - direction du Pr. Olivier Banton (Laboratoire d’Hydrogéologie de l’Université d’Avignon et des Pays du Vaucluse). Les travaux de recherche ont été développés autour de deux projets :

Le projet M.0.M (Ministère de l’Outre Mer) (2008 - 2011), porté par l’Université de La Réunion ( Jean - Lambert Join), a pour objet l’évaluation de la vulnérabilité des écosystèmes littoraux face à l’aléa climatique à La Réunion à travers une approche pluridisciplinaire et la mise au point d’un outil de simulation.

Le projet Interface (2007 - 2011), subventionné par le programme VMC (Vulnérabilité Milieux et Climats) de l’ANR (Agence National de la Recherche), réalisé par l’Université d’Avignon ( Olivier Banton ), l’Université de La Réunion ( Gwenaëlle Pennober ) et l’IRD (Institut de Recherche pour le Développement) à Nouméa (Jean - Lambert Join ), a pour objet l’étude de la lentille d’eau douce des microsystèmes insulaires comme indicateur des forçages externes (climat, écosystèmes insulaires).

Ces travaux ont fait l’objet de publications dans des colloques et journaux scientifiques : Revue à comité de lecture :

- Cordier, E., Leze, J. and Join, J.L., 2013, Natural tidal processes modified by the existence of fringing reef on La Réunion Island (Western Indian Ocean) Impact on the relative sea level variations. Continental Shelf Research v 55, p119-128.

- Join, J.L., Banton, O., Comte, J.C., Leze, J., Massin, F. and Nicolini, E., 2012, Assessing spatio - temporel patterns of groundwater salinity in small coral islands. Western Indian Ocean Journal of Marine Sciences.

- Leze, J., Join, J.L., Banton, O., Simler, R. and Troadec, R., 2010, Groundwater behavior on

the Eparses Islands. Proceedings book of the 21th Salt Water Intrusion Meeting, S. Miguel,

Azores, Portugal, p129-132.

Page 6 Conférence

- Leze, J., Join, J.L., Banton, O., Simler, R. and Troadec, R., 2010, Groundwater behavior on the Eparses Islands. 21th Salt Water Intrusion Meeting, S. Miguel, Azores, Portugal, June 21 - 26 2010 (Oral).

- Leze, J. and Join, J.L., 2009, Modelling the influence of marine hydrodynamics on coastal aquifer. WIOMSA (Western Indian Ocean Marine Science Association), 6

Symposium, Ile de La Réunion (Août 2009) (Poster).

- Rechou, A., Ibrahim, C., Join, J.L. and Leze, J, 2009, Analysis of the climate model on the Glorieuse Island: Application of an hydrologic model. WIOMSA (Western Indian Ocean Marine Science Association), 6

Symposium, Ile de La Réunion (Août 2009) (Poster).

Autre :

Séminaires au Laboratoire Géosciences Réunion en mars 2010 :

« Etude du biseau salé en contexte récifal comme indicateur de la vulnérabilité du domaine littoral face aux changements climatiques (Iles Eparses – Ile de La Réunion)».

Documentaire vidéo pour les étudiants désireux d’effectuer un doctorat en hydrogéologie. DZ le mag

n°62, CRDP Réunion. http://www.crdp-reunion.net.

(Février 2010)

« C'est à force d'observation, de réflexion, que l'on trouve.”

Claude Monet (1840 - 1926)

Page 8

Remerciements

Quand je suis arrivée à La Réunion pour faire mon stage de Master 2 , j’étais très loin d’imaginer que je ferais une thèse. A l’époque, je ne me pensais pas capable de faire tout ce travail seule mais je ne savais pas alors que je ne serais jamais seule. Durant mes années à La Réunion, j’ai été aidée et soutenue par des personnes incroyables sans qui cette thèse ne s erait pas ce qu’elle est. Au cours de ces quelques lignes, je vais donc remercier toutes ces personnes même si je sais que ces quelques mots ne pourront jamais refléter l’importance qu’ils ont désormais dans ma vie.

Je commence par remercier mon directeur de thèse Jean Lambert Join qui m’a offert l’opportunité de faire cette thèse et qui m’a soute nu tout au long de mon travail, merci Jean Lambert de m’avoir fait découvrir et aimer la science. Grâce à toi, j ’ai aussi pu découvrir des destinations incroyables à travers les Iles Eparses, Mayotte ou encore Les Açores (en colloque). Désormais, j’ai juste à fermer les yeux pour revoir tous ces paysages, couleur et beauté sont en moi éternellement gravées. En me donnant l’opportunité de faire cette thèse, tu m’as également permis de découvrir les milieux récifaux et de ne plus jamais voir une plage de la même façon, alors merci pour tous ces souvenirs exceptionnels.

Je tiens aussi à remercier mon Co - directeur Olivier Banton qui en acceptant cette co - direction m’ a fait travailler en collaboration avec le laboratoire d’hydrogéologie d’Avignon (LHA).

Olivier, je te remercie aussi pour tes précieuses corrections de manuscrit.

Merci également à tous les membres de mon jury pour leurs conseils et corrections.

Mon collègue Emmanuel Cordier, M anu il n’y a aucun doute, sans toi, je n’aurais jamais pu explorer les « mystères » de l’océanographie qui est un domaine loin en théorie de l’hydrogéologie ! Merci, de m’avoir fait découvrir T -Tide, ce petit logiciel grâce auquel cette thèse a pu prendre une autre tournure et merci aussi de m’avoir fait confiance lors de l’écriture de notre papier.

Ma collègue et amie Geneviève Lebeau, ma Gene je ne connais personne de plus carré,

efficace et volontaire que toi. Tu as fait preuve d’ un sacré acharnement pour m’aider à faire marcher

Page 10 remplie de bonne humeur, de rires, d’histoires hallucinantes et tout ça… avec ton fameux CD d’Isabelle Boulet en arrière fond. Il est évident que sans toi, il m ’aurait fallu quelques années de plus pour accomplir tout ce travail de chimie. Ma Gene, tu m’as ég alement accompagné sur le terrain parfois au péril de ta vie risquant presque de te noyer juste pour changer une de mes sondes !!! Pour tout cela et plus encore pour ton amitié… MERCI, MERCI et MERCI.

Roland Troadec dit « Bill » , tu m’as offert la connaissa nce sédimentologique des plages mais également une aide technique et précieuse lors de nombreuses missions. Tu as partagé avec moi ton savoir sur l’histoire de La Réunion et sur l’évolution que son littoral a subi ces 20 dernières années. Tu es venu avec moi sur le terrain mettre en place mes profils de suivi de plage. A tes côtés, j’ai parcouru et découvert les sentiers desséchés de l’île Europa. On a d’ailleurs sauvé un bébé tortue égaré sur l’un de ces sentiers. Je suis tombé en amour de l’île de Juan de Nova que nous avons arpenté en long en large et en travers à la recherche de points d’eau, combattant les nuées de moustiques. Sur Glorieuse, une nuit de lune noire, tu t’es même perdu à 2 heures du matin dans le lagon à la recherche d’une de mes sondes. Bill, je te remercie d’avoir partagé avec moi tes connaissances et tous ces souvenirs époustouflants.

Après tous ces souvenirs, je vais en profiter pour remercier la mission Eparses, organisée par les TAAF (grâce à Jean Lambert Join) à travers les îles Eparses dont Europa et Juan de Nova, avec Vincent Famin, Franck Dolique, Matthieu Jeanson, Roland Troadec (toujours et encore), Sébastien Gignoux et l’équipage du Marion Dufresne. Lors de cette mission, j’ai passé les deux semaines les plus sensationnelles de ma vie : les îles, leurs environnements karstiques, leurs couleurs, l’hélico, le zodiac, les couchés de soleil, la mer, le bateau ; les dauphins, les requins à pointe noire, les tortues, les oiseaux… les personnes ou encore Mayotte, tout était absolument incroyable.

On reste sur les Eparses, les Fazsoi qui ont assuré nos rotations sur Glorieuse, avec une pensée particulière pour Gaël Luce pilote du Transall pour m’avoir fait faire un vol très particulier au dessus de Madagascar que je ne suis surement pas p rête d’oublier.

Je remercie également les partenaires pour leurs aides techniques et financières : l’ANR interface, le MOM Réunion, le Parc Marin, la Région Réunion, les TAAF.

Monsieur Nicolas Villeneuve MERCI pour ton aide et le temps précieux que tu as sacrifié

pour moi. Sans toi et sans tes DGPS, je n’aurai s tout simplement pas pu caler mes données de

thèse…Tu as donc été indispensable à mon travail, le laboratoire Géosciences à beaucoup de chance

de t’avoir dans son équipe.

Je crois donc que c’est le moment de remercier mes laborato ires d’accueil…

Le laboratoire GéoSciences avec Laurent, Vincent, Nico, Guilhem, Fabrice, Claude, Jean Lambert, Anli, Céline, Pierre, Carole, Anthony, Eric N., Eric D., Françoise, Gene, Francky, Ben, Mag, Manu, Julia, Julie, Zarah, Jaco, Marion, Thib, mon Pirate et Marie. J’ai tellement de souvenir à raconter, d’anecdotes à donner et de merci à faire que ça risque d’être long alors je vais plutôt donner le conseil suivant. Si un jour vous arpentez les couloirs de ce labo, vous aurez la chance de rencontrer certaines de ces personnes, beaucoup sont parties depuis longtemps ou seront partie s d’ici votre visite . Cependant, prenez le temps d’aller dire bonjour à ma Framboise (ça vaut vraiment le coup), de vous faire couler un café et de vous installer à la table commune pour votre repas du midi. Vous pourrez alors entendre parler de toutes ces personnes même de celles qui sont parties. Vous partagerez leurs vies dans ce labo et vous vous rendrez compte de l’amitié et de l’amour qui peuvent les lier.

Le laboratoire LHA à Avignon, en particulier Roland Simler qui m’a enseigné la chimie et qui m’a appris à faire marcher ce satané Dionex. Roland je n’oublie pas que tu as fait 10 000 km pour passer une journée à faire le tour de l’île, avec moi, Thib et Jaco . Cette journée si particulière qui s’est transformée en tour de l’île apocalyptique sous le déluge, coincée dans la voiture et luttant dans les inondations à St Louis.

Les Ecomariens (Anne, Gaël, Seb, Lionel) pour le matos prêté, les bières chez Barry et les pots de thèses bien arrosés avec une mention très spéciale pour Pascale Cuet qui a partagé ses travaux de thèse, ses données et ses idées avec moi mais sur tout qui m’a apporté un soutien très précieux la veille de mon oral de soutenance.

Je remercie aussi bien sûr mes amis, mes amours réunionnais : Marie, Marionnette, Mag (la

triplette en « M »), Thibault dit le daddy, la famille Hoareau, Benoit, Jaco, ma Framboise et son

Dominique, mon pirate, les Epinardettes (Elise et Elo), mes coloc réunionnaises pour m’avoir

supportées : Flo, Elise, Elo L., Aurélie, Céline, Marionnette, Elo B. et Marie sans qui je me serais

retrouvés à la rue…et de ce fait également mes nombreuses maisons : les Epinards (1

) (Elise, Elo,

Flo et Bertrand), la cité inter, les Epinards (2

) (Elise, Elo, Flo et Aurélie), la Bretagne (la coloc)

(Céline), la Bretagne (l’appart), le Chaudron (Marie), Bois de Nèfles (ma Framboise et son

Dominique), la Montagne (Elise et François), la Saline (Marion, la beurette et Khalid) et finalement

Page 12 émotions. Merci d’avoir pris le temps d’apprendre à me connaitre, de m’avoir toujours épaulé, conseillé, aidé et soutenu…bref de m’a voir vachement bien aimé !

M es amies d’enfance Flo, Bonie, Clairon, Fanélie et Julie qui m’ont poussé et encouragé à aller toujours plus loin donc sans vous je n’aurai s probablement jamais été jusqu’à La Réunion.

Enfin ma famille, mes parents bien sûr à qui j’ai donné une spéciale dédicace au début de ce

manuscrit et sans qui je n’aurai s même pas pu venir au monde. Partant de ce principe, je remercie mes

parents pour l’existence même de ma vie. Finalement, je remercie mon grand frère qui a toujours cru

en moi…beaucoup plus que j e ne pouvais croire en moi-même, mes derniers mots de remerciements

sont pour toi … MERCI mon TOTO !

Liste des figures

Figure 1.1 : Modèle conceptuel du front dispersif, d’apr ès Swarzenski et al. (2001). ... 32 Figure 1.2 : Evolution du gradient hydraulique et des flux transitant dans une nappe côtière au cours d’un cycle de marée. ... 34 Figure 1.3 : Enregistrements des variations piézométriques soumis aux forçages océaniques, d’après Robinson et al (1998). ... 36 Figure 1.4 : Impact des forçages météorologiques et océaniques sur la zone intertidale de mélange, d’après Li et al. (2009). ... 37 Figure 1.5 : Impact des forçages océaniques sur la zone intertidale de mélange. Variations temporelles de la sali nité sous l’effet d’un cycle de marée de vives et de mortes eaux, d’après Robinson et al.

(2007a). ... 38

Figure 1.6 : Impact des forçages océaniques sur la répartition et la distance de pénétration du front

dispersif. Distribution de la salinité pour différents cas expérimentaux, en régime permanent et

transitoire. Impacts de différentes valeurs de flux imposées sur la limite continentale et de différentes

amplitudes de marées, d’après Kuan et al. (2 012). ... 40

Figure 1.7 : Variations temporelles des SGD en fonction des oscillations océaniques, d’après

Taniguchi (2002). ... 41

Figure 1.8 : Impact des forçages océaniques sur les flux transitant au niveau de la pente de plage,

d’après Koopmans and Berg (2011). ... 42

Figure 1.9 : Modèle conceptuel du front dispersif soumis à un régime d’oscillations des forçages

océaniques, modifié d’après Li et al. (1999). ... 43

Figure 1.10 : Modèle conceptuel de la lentille d’eau douce de « Ghyben- Herzberg » et solution

analytique associée. ... 44

Figure 1.11 : Modèle conceptuel de la zone de décharge d’eau souterraine sous la mer par Glover en

1959, d’après Reilly and Goodman (1985). ... 45

Figure 2.1 : Localisation des principales composantes morphologiques de l’île de La Réunion (BD

ortho photo, IGN, 2008). ... 56

Figure 2.2 : Récif frangeant de St Gilles - La Saline : bathymétrie et morphologie récifale. ... 57

Figure 2.3 : Les différents régimes de vents à La Réunion, modifié d’après Troadec (1991) et les

Page 14

Figure 2.5 : Isolignes de salinité de surface et de teneur en silice mesurées dans le récif frangeant de

l’Ermitage en avril 1987, modifié d’après Cuet (1989). ... 63

Figure 2.6 : Coupe hydrogéologique interprétative de la « Nappe des Basaltes » et de la « Nappe des

Sables », modifié d’après Join (1991). ... 68

Figure 2.7 Evolution spatiale et temporelle de la conductivité électrique dans la « Nappe des Sables »

de St Gilles - La Saline, modifié d’après Clerc and Coudray (1987). ... 71

Figure 2.8 : Thermographie infrarouge aéroportée : données brutes et interprétation des résultats,

image du Cap de Trois Chameaux au Nord de la passe de l’Ermitage (Mai 1985), modifié d’après

Clerc (1986). ... 73

Figure 2.9 : Localisation et protocole de suivi mis en place sur le site expérimental de l’Ermitage. ... 75

Figure 2.10 : Réalisation du piézomètre P2 à l’aide d’une tarière à main, le 17/06/09. Parc du Novotel,

l’Ermitage. ... 78

Figure 2.11 : Transect de suivi de la « Nappe des Sables », descriptif des coupes géologiques,

techniques des piézomètres et hauteurs d’eau moyennes enregistrées sur la période de suivi de 587

jours. ... 80

Figure 3.1 : Enregistremen ts de la hauteur d’eau et de la température dans le récif du 20 février 2010

au 29 septembre 2011. ... 88

Figure 3.2 : Analyse statistique, réalisée sous T-Tide, des principales composantes marégraphiques des

signaux enregistrés : a) au Port, b) au port de St Gilles et c) dans le récif, du 20 février 2010 au 29

septembre 2011. ... 93

Figure 3.3 : Compréhension des variations saisonnières de la h auteur d’eau dans le récif, du 20 février

2010 au 29 septembre 2011. ... 95

Figure 3.4 : Variations de la hauteur d’eau dans le récif due aux oscillations marégraphiques de longue

période (saisonnière et mensuelle), du 20 février 2010 au 29 septembre 2011. ... 100

Figure 3.5 : Impact de la houle sur la hauteur d’eau dans le récif période, du 20 février au 29

septembre 2011. ... 102

Figure 3.6 : Impact d’une dépression tropicale sur la hauteur d’eau et la température dans le récif,

focalisation sur la période du 20 janvier au 20 février 2011. ... 104

Figure 3.7 : Enregistrements de la hauteur d’eau, de la température et de la conductivité électrique

dans les piézomètres P1 et P2, comparé aux enregistrements dans le récif, du 20 février 2010 au 29

septembre 2011. ... 107

Figure 3.8 : Analyse statistique, réalisée sous T-Tide, des principales composantes marégraphiques des

signaux enregistrés : a) dans le récif, b) dans le piézomètre P2 et c) dans le piézomètre P1 du 20

février 2010 au 29 septembre 2011. ... 110

Figure 3.9 : Variations mensuelles et saisonnières de la piézométrie dans la « Nappe des Sables » du

20 février 2010 au 29 septembre 2011. ... 113

Figure 3.10 : Variations brusques et ponctuelles de la piézométrie dans la « Nappe des Sables » du 20 février 2010 au 29 septembre 2011. ... 115 Figure 3.11 : Evolution de la température dans la « Nappe des Sables » du 20 février 2010 au 29 septembre 2011. ... 119 Figure 3.12 : Evolution de la conductivité électrique dans la « Nappe des Sables » du 20 février 2010 au 29 septembre 2011 ... 122 Figure 3.13 : Evolution de la teneur en chlorure et en silice dans la « Nappe des Sables » et dans la dépression d’arrière récif (DAR) du 20 février 2010 au 16 mars 2 0 ... 127 Figure 4.1 : Distribution du biseau salé sous la forme d’un front dispersif d’après le modèle idéalisé d’Henry (1964), modifié d’après Reilly et Goodman (1985). ... 133 Figure 4.2 : Modèle de référence : définition du maillage et des conditions aux limites sous FEFLOW.

... 136 Figure 4.3 : Distribution des hauteurs piézométriques pour le modèle de référence. ... 139 Figure 4.4 : Distribution du front dispersif pour le modèle de référence. ... 141 Figure 4.5 : Profils verticaux de conductivité électrique et de salinité dans différents aquifères côtiers, d’après Abarca et al. (2006). ... 142 Figure 4.6 : Comparaison des valeurs de x

pour le modèle de référence et les modèles simulant différentes formulations du problème d’Henry. ... 145 Figure 4.7 : Distribution des concentrations obtenues pour le modèle de référence (b = 0.035) comparée aux résultats obtenus pour une simulation considérant b = 0.1. ... 146 Figure 4.8 : Modèle adapté: définition du maillage et modification de ses conditions aux limites.

Exemple pour une pente de plage égale à 1/4 et des amplitudes de marée de 0.05, 0.1 et 0.25. ... 149

Figure 4.9 : Schéma conceptuel de la limite océanique appliquée sur la pente de plage en régime

transitoire. Représentation des nœuds d’un maillage conçu avec des éléments finis soumis aux

oscillations océaniques, modifié d’après Maji and Smith (2009). ... 150

Figure 4.10 : Profils horizontaux des hauteurs piézométriques calculés lors de la marée basse, la mi

marée et la marée haute. ... 151

Figure 4.11 : Isolignes de concentration (C) en régime quasi-permanent au temps (t = 0) pour a)

modèle adapté ; b) cas pente 1/10, amplitude 0.1 ; c) cas pente 1/10, amplitude 0.05 ; d) cas pente 1/4,

amplitude 0.25 ; e) cas pente 1/4, amplitude 0.1 ; f) cas pente 1/4, amplitude 0.05 et g) cas amplitude

1 m d’après Liu et al. (2012). ... 153

Figure 4.12 : Valeur de x

: comparaison du modèle adapté et de l’impact de différentes limites

océaniques. ... 154

Figure 4.13 : Isolignes de concentration 0.5 calculées lors de la marée basse, la mi marée et la marée

Page 16 Figure 4.14 : Analyse des flux sortant (SGD) et entrant (SWI) dans l’aquifère, comparaison de deux cas simulant une pente de plage de 1/10 et des amplitudes de marée de 0.05 et de 0.1 et de trois cas simulant une pente de plage de 1/4 et des amplitudes de marée de 0.05, de 0.1 et de 0.25. ... 158 Figure 4.15 : Isolignes de concentration et de flux en régime quasi - permanent au temps (t=0) pour différentes amplitudes (A) ; a) A= 0m ; b) A= 0.5m ; c) A= 1m et d) A= 2m, d’après Robinson et al.

(2007b). ... 164 Figure 4.16 : Isolignes de concentration et de flux en régime quasi - permanent au temps (t=0) pour différentes valeurs de flux d’eau douce à l’amont (Q

) ; a) Q

= 0.3 m².j

; b) Q

= 1.1 m².j

; c) Q

= 2.1 m².j

et d) Q

= 4.3 m².j

, d’après Robinson et al. (2007b). ... 165 Figure 4.17 : Conditions aux limites adoptées pour le modèle numérique, d’après Kuan et al. (2012).

... 166

Figure 5.1 : Modèle de l’Ermitage: dimensions et co nditions aux limites. ... 179

Figure 5.2 : Limite océanique programmée pour tester l’impact des oscillations mensuelles et

saisonnières de la marée sur la « Nappe des Sables ». ... 185

Figure 5.3 : Modélisation de l’évolution de la piézométrie et de la salinité dans la « Nappe des

Sables » soumis aux oscillations mensuelles et saisonnières de la marée du 20 février 2010 au 29

septembre 2011. ... 186

Figure 5.4 : Modélisation de l’évolution du front dispersif soumis aux oscillations de la marée. ... 189

Figure 5.5 : Modélisation de l’é volution de SGD et de SWI le long de la limite océanique soumis aux

oscillations mensuelles et saisonnières de la marée du 20 février 2010 au 29 septembre 2011. ... 191

Figure 5.6 : Limite océanique imposée pour tester l’impact des variations des hauteurs d’eau

moyennes enregistrées dans le récif sur la « Nappe des Sables ». ... 192

Figure 5.7 : Modélisation de l’évolution de la piézométrie dans la « Nappe des Sables » soumis aux

variations des hauteurs d’eau moyennes enregistrées dans le récif du 20 février 2010 au 29 septembre

2011. ... 194

Figure 5.8 : Modélisation de l’évolution de la s alinité dans la « Nappe des Sables » soumis aux

variations des hauteurs d’eau moyennes enregistrées dans le récif du 20 février 2010 au 29 septembre

2011. ... 196

Figure 5.9 : Modélisation de l’évolution du front dispersif soumis aux variations des hauteurs d’eau

moyennes enregistrées dans le récif. ... 197

Figure 5.10 : Modélisation de l’évolution de SGD et de SWI le long de la limite océanique soumis aux

variations des hauteurs d’eau moyennes enregistrées dans le récif du 20 février 2010 au 29 septembre

2011. ... 199

Figure 5.11 : Modélisation de l’évolution de la piézométrie et de la sal inité dans la « Nappe des

Sables » soumis aux variations des hauteurs d’eau liées aux pics de houle du 20 février 2010 au 29

septembre 2011. ... 201

Figure 5.12 : Modélisation de l’évolution du front dispersif soumis aux variations des hauteurs d’eau

liées aux pics de houle. ... 203

Figure 5.13 : Modélisation de l’évolution de SGD et de SWI le long de la limite océanique soumis aux

variations de s hauteurs d’eau liées aux pics de houle du 20 février 2010 au 29 septembre 2011. ... 204

Page 18

Liste des tableaux

Tableau 3-1 : Variables statistiques des signaux bruts (ha uteur d’eau, température) enregistrées dans le

récif, comparées aux marégraphes du Port et de St Gilles et aux stations météos (privé et météo France

de « Trois Bassins ») (période du 20 février 2010 au 29 septembre 2011). ... 89

Tableau 3-2 : Variables statistiques des signaux bruts (hauteur d’eau (pz1 et pz2), température (T1 et

T2) et conductivité électrique (EC1 et EC2)) enregistrées respectivement dans les piézomètres P1 et

P2, comparés aux donné es enregistrées dans le récif (hauteur d’eau (hr) et température (Tr)) (période

du 20 février 2010 au 29 septembre 2011). ... 108

Tableau 3-3 : Variables statistiques des concentrations en chlorure (Cl

) et en silice (Si0

) obtenues

pour les échantillons prélevés dans les piézomètres (P1 et P2) et dans le récif (DAR) (période du 20

février 2010 au 16 mars 2011). ... 126

Tableau 4-1 : Valeur des paramètres utilisés par Henry (1964). ... 134

Tableau 4-2 : Paramètres renseignés sous FEFLOW pour le modèle de référence. ... 137

Tableau 4-3 : Valeur de x

obtenue de manière semi - analytique ou numérique pour différentes

formulations du problème d’Henry (différentes valeurs attribuées aux coefficients b), d’après Soto

Meca et al. (2007). ... 140

Tableau 4-4 : Construction et calibration de différents modèles simulant des oscillations océaniques,

proposés dans la littérature. ... 161

Tableau 4-5 : Morphologie de la limite océanique et évolution du front dispersif pour différents

modèles simulant des oscillations océaniques, proposés dans la littérature. ... 162

Tableau 5-1 : Paramètres renseignés sous FEFLOW pour la SIM 1 de l’Ermitage. ... 178

Tableau 5-2 : Calage du modèle de référence : valeurs des paramètres utilisées dans les modèles et

résultats obtenus. ... 183

Tableau 5-3 : Modélisation des forçages océaniques: récapitulatif des résultats obtenus. ... 184

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Sommaire

Avant propos ... 5 Remerciements ... 9 Liste des figures ... 13 Liste des tableaux ... 19 Sommaire ... 21 Introduction ... 25 Chapitre 1. Les nappes côtières : équilibre hydrodynamique et transport de soluté ... 31 1.1. Equilibre en régime permanent ... 31 1.2. Variation spatio-temporelle due aux oscillations des forçages océaniques ... 33 1.3. Impact sur les nappes côtières ... 35 1.3.1. Impact sur les variations piézométriques ... 35 1.3.2. Impact sur la répartition et la distance de pénétration du front dispersif ... 36 1.3.3. Impact sur les flux transitant au niveau de la limite océanique ... 41 1.4. Formalisme physique et mathématique ... 43 1.4.1. Fluides immiscibles ... 44 1.4.2. Fluides miscibles ... 45 1.4.3. Choix d’une hypothèse pour la modélisation ... 47 1.4.4. Résolution numérique associée à la théorie des fluides miscibles ... 48 Chapitre 2. Site expérimental de l’Ermitage ... 53 2.1. Choix du site expérimental ... 53 2.2. Présentation générale de l’île de La Réunion, focalisation sur la côte Ouest et le récif frangeant de St Gilles - La Saline ... 55

2.2.1. Caractéristiques géomorphologiques et géologiques ... 55

Page 22 2.2.4. Caractéristiques hydrogéologiques ... 66 2.3. Approche méthodologique ... 74 2.3.1. Protocole expérimental mis en place ... 74 2.3.2. Suivi et traitement des données ... 76 Chapitre 3. Suivi et interprétation des oscillations saisonnières des forçages océaniques ... 87 3.1. Les impacts des forçages océaniques et météorologiques sur le récif : analyse des variations des hauteurs d’eau et de la température ... 88 3.2. Les impacts de la limite océanique récifale et des forçages météorologiques sur l’évolution de la « Nappe des Sables » : variations de la hauteur piézométrique, de la température, du front dispersif et de SGD/SWI. ... 105 Chapitre 4. Modélisation de l’impact des forçages océaniques : modèles théoriques (modification du problème d’Henry) ... 131

4.1. Orientation et choix pour la modélisation ... 131

4.2. Généralités sur le problème d’Henry ... 132

4.3. Modélisation numérique du problème d’Henry ... 136

4.3.1. Définition du modèle de référence ... 136

4.3.2. Outils d’analyse et de comparaison des simulations ... 138

4.3.3. Résultats obtenus avec le modèle de référence ... 139

4.4. Analyse des différentes formulations du problème d’Henry ... 143

4.5. Modélisation des oscillations océaniques sur une pente de plage ... 147

4.5.1. Modèle adapté à une modification de la limite océanique ... 147

4.5.2. Résultats ... 150

4.6. Discussion ... 160

4.7. Conclusion ... 167

Chapitre 5. Modélisation des oscillations saisonnières des forçages océaniques ... 173

5.1. Orientation et choix pour la modélisation ... 173

5.2. Approche méthodologique ... 174

5.3. Résultats ... 181

5.4. Discussion ... 205

5.5. Conclusions ... 214

Conclusions générales ... 217

Bibliographie ... 223

ANNEXES ... 233

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Introduction

Les nappes côtières se singularisent par l’équilibre hydrodynamique de flux a ntagonistes : - des flux d’eau douce, d’origine continentale, qui se déchargent principalement au niveau de la

ligne de rivage et,

- des flux d’eau salée, d’origine océanique, qui s’infiltrent en profondeur sous les eaux douces par contraste de densité.

La rencontre entre ces deux types de flux forme une zone de mélange dispersive (Custodio, 2009;

Neven, 2007) , représentée sous la forme d’un front de densités variables, communément appelé biseau salé. L’extension naturelle de ce biseau dans la nappe va dépendre, à la fois :

- du volume d’eau douce, dû aux forçages météorologiques (précipitation et température), que l’on peut exprimer en terme de recharge nette alimentant la nappe côtière et,

- du volume d’eau salée, dû aux forçages océaniques (niveau moyen de la mer, marée, houle, etc.).

Les zones côtières sont des espaces naturels propices à l’installation de s populations, au développement urbain, commercial et industriel. On y dénombre environ 70% de la population mondiale. L’alimentation en eau po table de cette population est en majeure partie assurée par des eaux souterraines prélevées dans les nappes côtières (Comte, 2008). Ces deux dernières décennies, la forte anthropisation des milieux littoraux s’accompagne de la pollution et de la surexploitation de ces nappes. Cette surexploitation diminue quantitativement et qualitativement la ressource. On observe une altération de la qualité des eaux due à une salinisation progressive, la recharge nette en eau douce précédemment décrite étant fortement diminuée (Ranjan et al., 2009) . A l’heure actuelle, la ressource en eau périclite dans les nappes côtières du monde entier engendrant des enjeux sociaux économiques majeurs (Abarca, 2006; Cheng and Ouazar, 2004; Custodio, 2009; Llamas and Custodio, 2001;

SWIM 21, 2010).

Les changements climatiques ri squent d’exacerber ce premier problème. En effet, le GIEC

(Groupe d'experts intergouvernemental sur l'évolution du climat) (GIEC, 2009) prévoit une

augmentation de la température et du niveau marin moyen mondial, une augmentation de la fréquence

des tempêtes, des inondations et des évènements extrêmes (canicule, sécheresse, froid). Ces

Page 26 une pénurie en eau douce dans les zones côtières (IPCC, 2008; Oude Essink et al., 2010; Ranjan et al., 2006; Ranjan et al., 2009; Vellinga and Leatherman, 1989).

Fort de ces constatations, la compréhension du fonctionnement de ces nappes, indispensable à la gestion raisonnée de cette ressource, est devenue une priorité mondiale (SWIM 21, 2010). Depuis 20 ans, la communauté scientifique internationale n’a de cesse d’ étudier le biseau salé (Burnett et al., 2006; Post and Abarca, 2010). Des études de cas (Alberti et al., 2009; Delinom, 2009; Escolero et al., 2007; Ghassemi and Jakeman, 1996; Kouzana et al., 2009; Prieto, 2005), et le développement d’

out ils d’analyse, de surveillance et de modélisation (Comte and Banton, 2007; Holliday et al., 2007;

Koopmans and Berg, 2011; Michael et al., 2003; Moore et al., 2008; Scanlon et al., 2002; Swarzenski et al., 2001) on t montré l’importance de la prise en compte dans les modèles numériques, des facteurs naturels comme l’anisotropie des paramètres hydrauliques (Abarca, 2006; Voss and Souza, 1987), la zone non saturée (Zhang et al., 2001) , la structure géologique de l’aquifère, la variation de la recharge (Anderson and Emanuel, 2010; Comte et al., 2010; Michael et al., 2005; Robinson et al., 1998) et les variations du niveau océanique (Li et al., 2008; Robinson et al., 2011; Vandenbohede and Lebbe, 2007) . L’introduct ion de ces facteurs naturels sont indispensables lors de la réalisation de modèles numériques prédictifs d’aide à la gestion (Abd-Elhamid and Javadi, 2011; Bobba, 1993;

Kopsiaftis et al., 2009; Voss, 1999).

Cependant, actuellement, les modèles prédictifs sont basés sur deux concepts principaux.

(i) Ils sont programmés sur la base d’une limite océanique considérant généralement un niveau océanique moyen, en régime permanent (Chang et al., 2011; Oude Essink et al., 2010). Actuellement, on ne dispose pas d’informations sur l’impact de modèles calibrés, en régime transitoire, sur la base de longues périodes d’observations des forçages océaniques (marées, houle, effets de tempêtes). Or, ces informations sont nécessaires pour caractériser le milieu naturel et mieux appréhender les risques liés aux changements climatiques.

(ii) Ils sont calibrés grâce à des données récoltées dans des nappes côtières subissant de fortes pressions anthropiques. Dans ces milieux densément peuplés, il est difficile de différencier l’impact anthropique, de l’impact lié aux changements climatiques.

Ces deux points montrent la nécessité d’étudier sur le long terme des e nvironnements naturels

non influencés par l’homme, avec un suivi à haute fréquence des forçages océaniques, dans le but de

disposer d’outils de simulation des nappes côtières capable d’évaluer correctement l’aléa climatique.

Dans cette optique, le projet de recherche INTERFACE voit le jour en 2007. Ce projet consiste en la mise en place de réseaux de surveillance afin de suivre sur le long terme l’évolution du biseau salé. Il concerne le suivi de petits îlots coralliens (Iles Eparses, Océan Indien ; M’Ba, Nouvelle Calédonie) dépourvus d’activité anthropique. La réalisation de modèles numériques simulant le comportement hydrogéologique de ces îlots passe par une calibration d’un état « zéro » du milieu naturel. Il s’agit de mesurer la variabilité spatiale et temporelle du biseau salé en relation avec les données météorologiques et océaniques. Ces mesures nécessitent une instrumentation complexe et un suivi régulier des sites étudiés. En revanche, l’isolement géographique rend très difficile leurs instrumentations.

Le premier objectif de notre travail fut donc de tester un protocole de surveillance adapté aux contraintes techniques liées à l’accès du site. Pour ce faire, nous avons choisi d’implanter un site de suivi facilement accessible à La Réunion basé sur le même protocole utilisé sur les îlots nous permettant ainsi de tester ce protocole.

Puis le deuxième objectif a été de réaliser différents modèles numériques afin d’éprouver l’impact de différents scénarii de conditions aux limites.

Tout d’abord, d es modèles numériques théoriques simples en 2D, basé sur un benchmark (le problème d’Henry), ont été réalisés dans le but de prévenir les incertitudes pouvant être introduites par:

- le logiciel utilisé (erreurs de troncatures et de dispersion numérique), - une fausse estimation des données de terrain et,

- une définition erronée de la limite océanique et de sa conceptualisation dans le modèle numérique.

Puis, une deuxième étape de modélisation a consisté à mieux contraindre les forçages océaniques dans les modèles numériques. Pour cela, les modèles ont été calibrés grâce aux données réelles enregistrées sur le site expérimentale de l’Ermitage et intégrant des oscillations saisonnières. Le modèle hydrogéologique de ce site, s’appuyant sur un haut degré d’observation des forçages océaniques, est idéal pour comprendre l’impact des oscillations saisonnières sur le biseau salé. Il a perm is de tester différents scénarii de limites océaniques et leurs pertinences sur une représentativité réelle de l’évolution de la piézométrie et de la salinité dans l’aquifère.

Ces deux premières étapes de modélisation sont cruciales pour concevoir des mesures

correctives et mettre en place une stratégie adaptée de suivi, permettant la réalisation de modèles

Page 28 Ce manuscrit s’articule en cinq chapitres.

Le chapitre 1 fait d’abord une revue des connaissances indispensables à la modélisation du comportement des nappes côtières. On y trouve un descriptif des équilibres hydrodynamiques et des mécanismes de transport de soluté qui règnent au sein de ces nappes ainsi que le formalisme physique et mathématique utilisé pour la modélisation.

Le chapitre 2 concerne le site expérimental de l’Ermitage (La Réunion). Il débute par la justification du choix du site expérimental, puis nous nous attelons à dégager les considérations environnementales particulières liées à ce site d’étude. Ces deux premières sections sont destinées à justifier la méthodologie originale d’acquisition des données et la description détaillée du dé roulement des différents travaux effectués avant et pendant la campagne d’enregistrement.

Dans le chapitre 3 , nous analysons l’ensemble des données récoltées sur le site et interprétons le système. Les résultats obtenus grâce à ce site expérimental sont présentés selon deux axes :

(i) tout d’abord, nous étudions l’impact des forçages océaniques et météorologiques sur la variation des hauteurs d’eau enregistrées dans le récif et des températures,

(ii) puis, nous analysons les impacts de cette limite océanique et des forçages météorologique s sur l’évolution de la nappe côtière à travers l’étude de l’évolution de la hauteur piézométrique, de la température, du front dispersif et des flux transitant le long de la limite océanique.

Le chapitre 4 présente le protocole ut ilisé pour l’élaboration de modèles théoriques simpl ifiés.

Puis différents scénarii de limites océaniques sont testés en considérant différentes pentes de plage et amplitudes de marée. Leur pertinence, sur une représentativité réelle de l’é volution de la hauteur piézométrie, du front dispersif et des flux transitant dans la nappe, est discutée grâce aux références bibliographiques.

Enfin dans le chapitre 5, des simulations numériques sont réalisées et permettent de simuler le

comportement d e la nappe côtière de l’Ermitage. Tout d’abord, les étapes de construction et de

calibration du modèle sont décrites. Puis différents scénarii de limites océaniques sont testés. Elles

considèrent les oscillations saisonnières des forçages océaniques et leur pertinence sur une

représentativité réelle de l’évolution de la hauteur piézométrie, du front dispersif et des flux transitant

dans la nappe est discutée.

Chapitre 1

Les nappes côtières :

équilibre hydrodynamique

et transport de soluté

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Chapitre 1. Les nappes côtières : équilibre hydrodynamique et transport de soluté

Lorsque l’on modélise un système hydrogéologique quel qu’il soit, le modèle numérique est toujours basé sur un modèle conceptuel correspondant à des hypothèses sur les modes de fonct ionnement. Ainsi, si l’on veut répondre convenablement des résultats obtenus grâce à un modèle numérique, il est indispensable de préalablement disposer d’un schéma conceptuel viable, basé sur une bonne synthèse des connaissances.

Dans ce chapitre, nous proposons donc premièrement de faire un état des connaissances sur les nappes côtières. Les équilibres hydrodynamiques et les transports de solutés associés sont décrit, à travers :

- des généralités sur le fonctionnement en régime permanent et en régime transitoire, en focalisant particulièrement sur l’impact des forçages océaniques sur les nappes côtières, - les formalismes physiques et mathématiques possibles pour la modélisation et les différents

types de modèles disponibles (avantages, limites, utilisation et calibration).

Cette première étape de réflexion oriente les choix lors de la mise en place du site de suivi de l ’ Ermitage et lors de la conception et de la réalisation des modèles numériques.

1.1. Equilibre en régime permanent

Les nappes côtières sont hydrauliquement connectées à l'océan. Dans ces nappes, les flux d’eau douce s’écoulent grâce au gradient hydraulique vers un niveau de base représenté par l’altitude « 0 ».

En première approximation, ce niveau de base correspond à la ligne de rivage, exutoire ultime des

Page 32 eaux marines dans les aquifères côtiers comprennent deux processus complémentaires : les décharges d’eau souterraine sous marine ( SGD « Submarine Groundwater Discharge ») et les intrusions d’eau salée (SWI : « Salt Water Intrusion »), (Kaleris, 2006; Simmons, 1992). Les SGD sont définis comme l’ensemble des flux d’origine terrestre , marine ou mixte qui s’écoulent du domaine continental vers le domaine océanique (Burnett et al., 2006). Les SWI sont définies comme l’ensemble des flux d’or igine marine qui s’écoulent du domaine océanique vers le domaine continental.

Ces flux d’eau douce et sa lée se mélangent et les solutés se répartissent sous la forme d’un front de densité variable par phénomènes de dispersion hydrodynamique et de diffusion moléculaire (Neven, 2007). On distingue alors trois zones: une zone d’eau douce, une zone d’eau saumâtre correspondant à la zone de mélange et une zone d’eau salée (eau de mer) ( Fig.1.1).

Figure 1.1 : Modèle conceptuel du front dispersif, d’après Swarzenski et al. (2001).

Dans les nappes côtières, les flux d’origine continentale et océanique s’équilibrent en répartissant les solutés selon trois zones : une zone d’eau douce (eau provenant du domaine continental), une zone d’eau saumâtre (zone de transition entre les deux flux) et une zone d’eau salée (eau provenant du domaine océanique).

La nature géologique et la géométrie (topographie du mur et épaisseur de la zone non saturée (Abarca

et al., 2007b)) de l’aquifère influencent la forme et la distance de pénétration du front dispersif. Dans

un aquifère poreux homogène, la hauteur piézométrique est en générale largement supérieure au

niveau océanique moyen et les SGD se produisent de manière large et diffuse (Fig.1.1) (Li et al.,

2006; Swarzenski et al., 2001). Lorsque le milieu est hétérogène des variations des conductivités hydrauliques conduisent à des zones préférentielles d’écoulement des SGD (Langevin et al., 2007).

Dans les aquifères de type volcanique ou karstique, les SGD sont canalisés, à travers des fractures et des chenaux karstiques à forte conductivité hydraulique.

1.2. Variation spatio-temporelle due aux oscillations des forçages océaniques

Lorsque, les forçages météorologiques et océaniques varient, les quantités de flux (SGD et SWI) varient et l’équilibre au niveau de la zone d’eau saumâtre change, modifiant ainsi la forme et la distance de pénétration du front dispersif (Prieto, 2005). En terme d e masse d’eau, ces forçages se traduisent au sein de l’aquifère par des mélanges relatifs entre l’eau douce et l’eau de mer (Mulligan and Charette, 2006) . Le flux net de recharge en eau douce change saisonnièrement sous l’infl uence d’oscillations météorologiques (hiver - été), (Anderson and Emanuel, 2010; Michael et al., 2005).

Quand l ’apport en eau douce est faible le gradient hydraulique est faible et l’influence océanique est plus forte, dans ce cas la distance de pénétration est plus importante. Inversement, un apport en eau douce fort diminue l’influence océanique et donc la distance de pénétration du front. Ces variations vont dépendre de l’ amplitude du signal océanique.

La limite océanique oscille également mais de manière plus complexe. On observe des oscillations homogènes et continues dues à la marée :

- de courte période à l’échelle de la journée comme les marées diurnes et semi - diurnes ou, - de plus longues périodes comme par exemple les périodes semi - mensuelles de marée de

vives eaux (pleine lune – nouvelle lune) et de mortes eaux (quartiles).

Il existe également des oscillations brusques et ponctuelles (quelques heures à quelques jours) dues aux phénomènes de houle, de tempête et de variation de pression atmosphérique.

L e niveau océanique moyen est donc dynamique et le gradient hydraulique entre la nappe et l’océan

fluctue continuellement en réponse aux vagues, à la marée et aux variations de pression atmosphérique

(Kim and Hwang, 2002; Li et al., 2008; Li et al., 2009; Robinson et al., 2007c; Smith et al., 2009).

Page 34 A l’échelle d’un cycle de marée, voici comment le gradient hydraulique évolue dans le cas le plus simple. A marée basse, le gradient hydraulique est maximum et permet un taux de SGD maximum.

Dans ce cas, les SWI sont minimums. A marée montante, de l’eau de mer s’infiltre dans la nappe, on observe un effet de pompage rapide des eaux salées. La quantité d'eau salée infiltrée dans la plage dépend de la teneur en eau résiduelle de l'épisode de saturation précédent. Au niveau de la nappe, on observe un bombement, une augmentation de la charge hydraulique par compensation hydrodynamique. A marée haute, la nappe ne peut plus compenser et suivre l’augmentation du niveau océanique. L’écoulement des eaux souterraines se bloque et l’on observe une inversion du gradient hydraulique (sens d’écoulement vers le continent) imposée par la marée. Dans ce cas, les SWI sont maximums et les SGD sont quasi - nuls. A marée descendante, une partie de l’eau de mer pompée par la nappe est évacuée. Le drainage de cette eau est beaucoup plus lent que la vitesse de pompage (Ataie-Ashtiani et al., 2001; Li et al., 2009; Nielsen, 1990; Urish and McKenna, 2004) (Fig.1.2).

NB : à marée basse, la nappe peut être complètement déconnectée du niveau marin, on observe alors des zones de résurgence (égouttement) d’eau au niveau de la pente de plage ( Urish and McKenna, 2004) . Ce cas dépend de l’importance de l’estran tidal considéré. La pente de plage va jouer le rôle d’un filtre non linéaire. Ainsi, si l’estran tidal est important, la propagation non linéaire, dans la nappe sera forte et on enregistrera une forte dissymétrie du signal par rapport au signal de marée.

Figure 1.2 : Evolution du gradient hydraulique et des flux transitant dans une nappe côtière au cours d’un cycle de marée.

A marée basse, le gradient hydraulique est maximum et permet un taux de SGD maximum. Dans ce cas, les SWI sont minimums tandis qu’à marée haute, la nappe ne peut plus compenser et suivre l’augmentation du niveau océanique, l’écoulement des eaux souterraines se bloque et l’on observe une inversion du gradient hydraulique imposée par la marée. Dans ce cas, les SWI sont maximums et les SGD sont quasi – nuls.

L’impact des oscillations des forçages océaniques s’enregistre donc au niveau : - des hauteurs piézométriques,

- de la répartition et de la distance de pénétration du front dispersif, - et des flux transitant le long de la limite océanique (SGD et SWI).

1.3. Impact sur les nappes côtières

1.3.1. Impact sur les variations piézométriques

La propagation du signal océanique (amplitude et période) dans les nappes côtières est fonction des propriétés hydrauliques de l’aquifère . Le signal enregistré dans le piézomètre dépend de la valeur de la diffusivité de l’aquifère. Toutefois, les enregistrements piézométriques soumis à des forçages océaniques montrent des similitudes (Cartwright et al., 2004; Li et al., 1997; Liu et al., 2012; Mao et al., 2006; Robinson et al., 1998; Turner et al., 1996; Vandenbohede and Lebbe, 2007) (Fig.1.3) :

- un amortissement progressif à l’intérieur de la nappe, - un déphasage par rapport au signal océanique,

- et une asymétrie du signal entre marée haute et marée basse, à cause d’une infiltration rapide

de l’eau de mer à marée haute (flux verticaux et horizontaux) et d’un drainage lent à marée

basse (flux horizontaux seulement).

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Robinson et al (1998).

Dans les nappes côtières, le signal océanique est amorti progressivement à l’intérieur de la nappe, déphasé et asymétrique (entre marée haute et marée basse, à cause d’une infiltration rapide de l’eau de mer à marée haute).

1.3.2. Impact sur la répartition et la distance de pénétration du front dispersif

A marée montante, l’eau salée envahit l’aquifère et une part ie de cette eau est immédiatement réinjectée à marée descendante (cf. §.1.2). Parallèlement, une partie d e l’eau salée pompée s’infiltre.

Une cellule de convection liée à la recirculation d’eau de mer se met en place, ce qui entraîne la génération d'une zone intertidale de mélange (Li et al., 2009) . Les eaux salées s’infiltrent au niveau de la partie haute de la zone intertidale et sont ré - évacuées au niveau de la zone de marée basse (Mao et al., 2006; Robinson et al., 2007b; Werner and Lockington, 2006).

On observe donc dans un aquifère côtier, deux zones de recirculation, une profonde due à

l’équilibre densitaire et une superficielle. Entre ces deux zones de recirculation, les flux d’eau douce

continentaux sont confinés. On peut alors observer une zone d’eau douce sous la forme d’un « tube »

coincé entre les deux zones d’eau saumâtre. La plupart du temps la zone de décharge correspond à la

zone de marée basse (Boufadel, 2000; Robinson et al., 2006). Des mesures de terrain et des travaux de

modélisation ont montré que dans les cas où le taux de flux net de recharge en eau douce est faible et l’amplitude des marées forte, les recirculations d’eau de mer sont importantes et la zone intertidale de mélange est étendue (Robinson et al., 2007b). Dans ces cas là, la zone de décharge en eau douce (le

« tube ») peut être peu épaisse voire inexistante. La Fig ure 1.4 montre l’impact des forçages météorologiques et océaniques sur la zone intertidale de mélange. Les mesures de salinité révèlent qu’après un événement pluvieux, l’apport en eau douce va limiter l’extension de la zone d’eau saumâtre en surface, tandis qu’après une marée haute, l’extension de l’eau salée est plus importante (Li et al., 2009).

Figure 1.4 : Impact des forçages météorologiques et océaniques sur la zone intertidale de mélange, d’après Li et al.

(2009).

Variations temporelles de la salinité sous l’effet d’un événement pluvieux ou d’une marée haute, a) mesure de salinité effectuée après un évènement pluvieux et b) mesure de salinité effectuée après une marée haute.

Afin d’évaluer l’impact des oscillations océaniques, Robinson et al. (2007) ont réalisé le suivi de cette zone intertidale lors d’un cycle de marée de vives et de mortes eaux (oscillat ion longue période de 14 jours). Ils ont montré que la distribution spatiale de la salinité au niveau de la zone intertidale de mélange varie temporellement en fonction de ce cycle (Fig. 1.5). En période de vives eaux, l’influence océanique est forte et la cellule de recirculation est plus étendue qu’en période de

a)

b)

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Robinson et al. (2007a).

Mesures effectuées : (a) à la fin d’un cycle de vives eaux (4^ème jour de suivi) ; (b) période de mortes eaux (8^ème jour de suivi) ; (c) à la fin du cycle de mortes eaux (11^ème jour de suivi) ; (d) période de vives eaux (14^ème jour de suivi), niveau le jour des suivis des hautes eaux (HT) et des basses eaux (LT).

Au niveau de la zone intertidale de mélange, on observe une extension de la zone d’eau saumâtre en périodes de vives eaux (extension de la couleur rouge symbolisant une valeur de salinité équivalente ou supérieure à 30 ppt (a) et d)). Le « tube » d’eau douce sous jacent ne semble pas affecté.

Des travaux récents menés en laboratoire par Kuan et al. (2012) ont testé l’évolution des deux zones de mélange en surface et en profondeur soumis à des oscillations météorologiques et océaniques. Ces auteurs ont construit un modèle analogique représentant un aquifère côtier considérant : une limite continentale représentée par des flux d’eau douce et une limite océanique représentée par une hauteur d’eau salée maintenue constante. Ce modèle a nalogique permet de simuler différentes valeurs de flux net de recharge et différentes amplitudes de marée (Fig.1.6). Les résultats obtenus grâce au modèle analogique sont confirmés par la réalisation de modèles numériques (SUTRA). Les résultats montrent que la prise en compte de la zone intertidale de mélange est indispensable si l’on veut convenablement évaluer la distance de pénétration du front dispersif en profondeur (Fig .1.6). Il apparait que plus l’amplitude de la marée est forte, plus la zone de mél ange intertidale est étendue, et moins la distance de pénétration du front en profondeur est importante. Le front est cantonné au niveau de la marée basse. Au cours d’un cycle de marée, contrairement aux observations faites par Robinson et al. (2007a), ils observent des variations de l’interface en profondeur.

En ce qui concerne l’impact des oscillations océaniques brusques sur une nappe côtière, Cartwright et al. (2004) étudie l’impact d’un coup de houle. Il observe que la houle génère également des recir culations d’eau de mer. Les points d’entrées de l’eau salée au niveau de la pente de plage sont au dessus de la zone intertidale et dépendent directement de la distance du déferlement des vagues sur la plage. Les eaux sont évacuées au niveau de la zone de brisant des vagues (Cartwright et al., 2004).

Les effets de houle génèrent des oscillations du niveau piézométrique de forte amplitude et en

parallèle des oscillations de l’interface en profon deur. Dans ses travaux, il suit également les

oscillations de marée sur une période de vives eaux - mortes eaux tout comme Robinson (2007a), il

n’observe pas de variations de l’interface en profondeur.

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dispersif. Distribution de la salinité pour différents cas expérimentaux, en régime permanent et transitoire. Impacts de différentes valeurs de flux imposées sur la limite continentale et de différentes

amplitudes de marées, d’après Kuan et al. (2012).

Interface d’eau salée en profondeur (SW), distance de pénétration en profondeur (TOE), distance de pénétration en surface (UE), zone intertidale de mélange (USP), zone de décharge des eaux douces (FDZ), niveau moyen océanique (MS), haute mer (HTL) et basse mer (LTL) ; a) NT-Q1 : limite océanique statique (régime permanent) (NT), flux d’eau douce à l’amont 20 ml.min^-1 (Q1) ; b) NT-Q2 : flux d’eau douce à l’amont 15 ml.min^-1(Q2) ; c) A1- Q1 : limite océanique oscillante (régime transitoire), amplitude 4.2 cm (A1) ; d) A1-Q2 ; e) A2-Q1 : amplitude 3.2 cm (A2) ; f) A3-Q1 : amplitude 5.2 cm (A3).

La prise en compte de la zone intertidale de mélange est indispensable si l’on veut convenablement évaluer la distance de pénétration du front dispersif en profondeur. Plus l’amplitude de la marée est forte, plus la zone de mélange intertidale est étendue, et moins la distance de pénétration du front en profondeur est importante.

1.3.3. Impact sur les flux transitant au niveau de la limite océanique

Les SGD sont contrôlés par le gradient hydraulique qui dépend essentiellement du taux de recharge nette en eau douce. Il est donc évident que les variations saisonnières de ce taux de recharge sont primordiales. Cependant, l’étude de Younger (1996) a montré que la recharge de la nappe (flux net) ne peut expliquer que 4% des valeurs de SGD mesurés au niveau de la pente de plage (Younger, 1996). Li et al. (1999) prouvent que les 96% restant dépendent des recirculations d’eau de mer provoquées par les oscillations des forçages océaniques. Ainsi, le taux de SGD dépend essentiellement du niveau océanique. Les travaux de Taniguchi (2002) ont montré que les SGD suivent les oscillations de courte et de longue période océanique (diurne et mensuelle) (Fig.1.7) (Taniguchi, 2002).

Figure 1.7 : Variations temporelles des SGD en fonction des oscillations océaniques, d’après Taniguchi (2002).

Pour la période du 15 Septembre au 30 Septembre (2001) comparaison des variations horaires de SGD et du niveau océanique.

Les SGD suivent les oscillations de courte et de longue période océanique (diurne et mensuelle).

Des mesures de l’évolution de SGD au cours d’un cycle de marée semi - diurne réalisées par

Koopman and Berg (2011) confirment ce phénomène (Fig.1.8). Ils montrent que le taux de SGD

décroît quand le niveau marin croît et vice et versa. Il est minimum à marée haute et maximum à

Page 42 marée basse. Le taux de SGD va montrer une corrélation inverse aux oscillations des forçages océaniques.

Les taux maximum de SGD sont toujours enregistrés au niveau de l’intersection entre le niveau piézométrique de la nappe et la surface de la pente de plage (Burnett et al., 2006; Kim and Hwang, 2002; Li et al., 2009).

Figure 1.8 : Impact des forçages océaniques sur les flux transitant au niveau de la pente de plage, d’après Koopmans and Berg (2011).

a) l’image du haut montre la localisation du niveau de la mer, au cours d’un cycle de marée semi - diurne (marée haute - marée basse) (a à e), et des profils de mesure des flux (1 à 4), l’image du bas montrent les valeurs de flux enregistrées pour chaque profil en fonction des différentes phases de marée ; b) montre l’enregistrement en continue des flux au niveau du profil 1 comparé avec les variations des hauteurs océaniques.

Le taux de SGD montre une corrélation inverse aux oscillations des forçages océaniques. Il est minimum à marée haute et maximum à marée basse.

En résumé, l’évolution du biseau salé dans les nappes côtières soumises aux forçages océaniques

dépend de trois phénomènes qui gèrent les échanges entre le domaine continental et le domaine

océanique (Fig .1.9): (i) l’équilibre densitaire entre les deux types de flux qui conditionne l’épaisseur et la distance de pénétration du biseau salé en profondeur, (ii) la cellule de recirculation d’eau de mer en surface qui génère la zone intertidale de mélange d ispersive due à la marée et (iii) le phénomène de recharge verticale d’eau salée qui est provoqué par la houle (Fig.1.9) (Li et al., 1999).

Figure 1.9 : Modèle conceptuel du front dispersif soumis à un régime d’oscillations des forçages océaniques, modifié d’après Li et al. (1999).

Les décharges d’eaux souterraines sous marine (SGD) et les intrusions d’eau salée (SWI).

l’évolution du biseau salé dans les nappes côtières soumises aux forçages océaniques dépend de trois phénomènes qui gèrent les échanges entre le domaine continental et le domaine océanique (i) l’équilibre densitaire entre les deux types de flux qui conditionne l’épaisseur et la distance de pénétration du biseau salé en profondeur, (ii) la cellule de recirculation d’eau de mer en surface qui génère la zone intertidale de mélange dispersive due à la marée et (iii) le phénomène de recharge verticale d’eau salée qui est provoqué par la houle.

1.4. Formalisme physique et mathématique

La modélisation du biseau salé se base sur deux hypothèses :

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1.4.1. Fluides immiscibles

Les premières études reposant sur la théorie des fluides immiscibles considèrent que les eaux douces et salées sont indépendantes l’une de l’autre. Ainsi, les deux masses d’eau s’écoulent dans le milieu poreux en deux régions bien distinctes, et séparées par un front net ou au moins une zone de transition très étroite par rapport aux dimensions du système(Fig.1.10) (Bonnet, 1982).

(1.1)

(1.2)

: masse volumique de l’eau douce (1  10

kg.m

), : masse volumique de l’eau salée (1.025 

10

kg.m

), H : profondeur de l’interface par rapport au zéro océanique (m) et h : hauteur piézométrique au dessus du zéro océanique (m)

Figure 1.10 : Modèle conceptuel de la lentille d’eau douce de « Ghyben- Herzberg » et solution analytique associée.

Basée sur cette hypothèse, les premiers travaux sur le biseau salé ont été réalisés par Ghyben et Herzberg (Ghyben, 1889; Herzberg, 1901). Ils trouvent une solution analytique en considérant que le milieu est isotrope, homogène, continue et statique. A l’échelle d’une île, l’interface apparaît sous la forme d’une lentille d’eau douce surplombant l’eau de mer (Fig.1.10). De ces travaux pionniers a découlé la théorie dite de «Ghyben - Herzberg» qui permet d’évaluer facilement à quelle profondeur va se trouver l’eau salée en fonction de la hauteur piézométrique mesurée. La Figure 1.10 montre le schéma conceptuel basé sur la théorie de Ghyben - Herzberg, ainsi que l’équation analytique associée.

Glover en 1959 a affiné cette représentativité en considérant une nappe d’eau douce qui s’écoule au dessus de l’eau de mer statique (Cooper et al., 1964). En régime permanent, il trouve une solution analytique qui montre que l’interface subit un pinceme nt au niveau de la limite océanique formant une zone étroite de décharge des eaux de l’aquifère en mer ( Fig.1.11).

Figure 1.11 : Modèle conceptuel de la zone de décharge d’eau souterraine sous la mer par Glover en 1959, d’après Reilly and Goodman (1985).

1.4.2. Fluides miscibles

La deuxième théorie considère que les deux fluides sont complètement solubles. Au sein du