RECENTS DES HYDROLOGIE

H Y D R O L O G I E DES R É G I O N

P R O G R È S R E C E N T S

Par

H. S C H O E L L E R

professeur d’hydrogéologie et de géologie à la Faculté des sciences

de

Bordeaux

U N E S C O

H Y D R O L O G I E D E S RBGIONS ARIDES

P R O G R B S R g C E N T S

Dans cette collection :

I.

II.

III.

IV.

V.

VI.

VII.

Compte rendu des recherches relatives à l’hydrologie de la zone aride.

Actes du colloque d’Ankara sur l’hydrologie de la zone ande.

Directory of Institutions Engaged in Arid Zone Research (en anglais seulement).

Utilisation des eaux salines : compte rendu de recherches.

Plant Ecology: Proceedings of the Montpellier Symposium

/

Écologie végétale : Actes du colloque de Montpellier.

Plant Ecology, Reviews of Research

/

lhologie végétale : compte rendu de recherches.

Wind and Solar Energy: Proceedings of the N e w Delhi Symposium

/

Énergie solaire et éolienne : Actes d u colloque de N e w Delhi

/

Energia solar y eólica: Actas del coloquio celebrado en Nueva Delhi.

H u m a n and Animal Ecology: Reviews of Research/ lhologie humaine et animale : compte rendu de recherches.

Guide des travaux de recherche sur la mise en valeur des régions arides.

Climatologie : compte rendu de recherches.

Climatology and Microclimatology: Proceedings of the Canberra Symposium / Climatologie et microclimatologie : Actes du colloque de Canberra.

Hydrologie des régions arides. Progrès récents.

VIII.

IX.

X.

XI.

XII.

A

partir de 1955, les comptes rendus de recherches sont publiés sous couverture jaune, les Actes des colloques sous couverture grise.

par l’organisation des Nations Unies pour l’éducation, la science et la culture, place de Fontenoy, Paris-70

Imprimeries Oberthur

0

Unesco 1959 NS. 58/III. 16/F

A V A N T - P R O P O S

E programme de la zone aride de l’Unesco, établi en

1951,

a été transformé en projet majeur lors de la neuvihme session de la Conférence générale en

1956.

Cette modi-

$cation a eu pour conséquence u n accroissement substantiel des moyens qui sont accordés à l’organisation pour encourager les recherches sur la zone aride et, en particulier, pour apporter une aide directe à certaines institutions de la région qui s’étend de l’Afrique d u

Nord

au Moyen-Orient et à l’Asie méridionale. Mais dans le cadre du projet majeur, le rassemblement et la diffusion des informations scientifiques résultant des études sur les problèmes des zones arides demeurent u n des objectifs essentiels.

Onze volumes ont paru jusqu’ici dans la collection de l’Unesco intitulée Recherches sur la zone aride qui comprend des comptes rendus de recherches sur des sujets tels que l’hydro- logie, l’écologie végétale, l’utilisation des eaux salines, l’écologie humaine et animale, la climatologie, ainsi que les actes des colloques consacrés à ces mêmes sujets dans le cadre du programme.

D a n s cette série, le présent ouvrage inaugure u n genre u n peu diflérent de publications qui seront soit des mises à jour de comptes rendus déjà parus,’soit des monographies concernant les recherches effectuées dans certains domaines, qui présentent une importance particulière mais n’ont pas donné lieu à des travaux assez étendus pour justifier de plus

amples développements.

Depuis la publication de comptes rendus de recherches sur l’hydrologie de la zone aride et des actes du colloque d’Ankara, l’hydrologie et tout spécialement l’hydrogéologie ont enregistré des progrès très importants dans des branches telles que l’exploitation des eaux souterraines, leur géochimie, l’utilisation des traceurs radio-actifs, etc.

Le

professeur Schoeller a bien voulu, dans ce volume, analyser ces progrès récents et réunir une documen- tation bibliographique étendue portant sur les travaux publiés depuis

1952.

En

offrant cet ouvrage aux spécialistes de l’hydrologie et aux autres chercheurs qui s’occupent des problèmes de la zone aride, le Secrétariat de l’Unesco tient à exprimer sa reconnaissance à l’auteur et à tous ceux qui lui ont fourni les renseignements les plus récents dont il avait besoin.

INTRODUCTION . . . . . . . . . . . . . . .

CHAPITRE P R E M I E R

.

Considérations générales sur les conditions he .formation des eaux souterraines. leur alimentation et les ressources dans les régions arides

. .

L e bilan de l’eau dans les nappes

Les conditions de formation des eaux souterraines dans les régions Les ressources en eaux souterraines . . . .

Ressources naturelles

. . . . . . . . .

Ressources régulatrices

. . . . . . . . .

Réserves séculaires . . . . Ressources exploitables . . . .

.

. . . .

L’évaluation des ressources naturelles dans un vaste territoire

. .

arides

. . . . . . . .

. .

. .

. .

. .

. .

. . . . . .

. .

. . CHAPITRE II .

Recherche et exploitation des nappes dans les régions arides

.

Les conditions dans la zone d’alimentation . . . . Les conséquences dues au puisage de l’eau h l’aide de puits et forages

Les débits à demander aux nappes. débits de sécurité

. . .

. . . . . .

Prise dans les réserves . . . . Prise dans le débit de la nappe. dans les ressources naturelles

. . . .

Disposition des puits . . . . Relation entre le débit des puits et forages et le débit des nappes

. . . .

Conditions critiques

. . . . . . . . . . . . . .

. . . .

. . . .

. . . . .

Exemple d’étude d’alimentation en eau et de drainage dans une région aride

Ordre de priorité

. . . . . . . . . . . . . .

Alimentation en eau et drainage

Exploitation des nappes d’eau souterraines et des sources Utilisation des eaux des montagnes et de l’avant-pays

L’emmagasinement des eaux

. . . . . . . . . . . . CHAPITRE III .

Calcul

de

la perméabilité et de la transmissivité à l’aide de pompage en régime transitoire

. . . . . . . . . . . . . .

Méthode de Theis

. . . . . . . . . . . . . . . .

Méthode approximative

. . . . . . . . . . . . . . .

Méthode de Boulton pour les puits en nappe libre

. . . . . . . . . . . . . . . . . .

Détermination numérique de

V . . . . . . . . . . . .

Calcul du niveau de pompage dans le puits

9

11 11 13 20 20 20 21 21 21 23 24 24 26 26 26 27 27 30 31 32 32 33 33 34

35 35 38 40 42 44

Méthodes tenant compte du débit retardé. provenant du n specific yield ⁾⁾dans le cas des nappes libres. ou de la drainance dans le cas des nappes captives . . . .

Méthode de Boulton . . . .

Méthode de Hantush . . . .

Cas de régime permanent . . . .

Cas de régime non permanent . . . . CHAPITRE

IV .

Géochimie des eaux souterraines . . . .

Mise en solution . . . .

Eaux des différents terrains . . . .

Terrains calcaires . . . .

Gypse et terrains salifères

. . . . . . . . . . . . .

Eaux en contact avec des marnes et des argiles

. . . . . . . .

Eaux des sables et grès normaux

Eaux des sables et des grès purement siliceux

. . . . . . . .

Eaux en contact avec des matières organiques

. . . . . . . .

Granites et gneiss . . . .

Basaltes

. . . . . . . . . . . . . . . . .

Les phénomènes modificateurs

. . . . . . . . . . . . .

Les phénomènes réducteurs

. . . . . . . . . . . . .

Les échanges de base

. . . . . . . . . . . . . .

Valeurs absolues et produits . . . .

Valeurs relatives . . . .

Graphiques . . . .

Diagrammes de Collins en colonnes

L e diagramme semi4ogarithmique . . . .

. . . .

L a concentration

. . . . . . . . . . . . . . .

Les représentations des analyses : les rapports

. . . . . . . . .

. . . .

L a composition chimique des eaux dans les terrains Les zonalités de la composition chimique des eaux

. . . .

L’évolution de la composition chimique dans une m ê m e nappe . . . .

. . . .

Zonalité géologique . . . .

Zonalité verticale

. . . . . . . . . . . . . . .

Zonalité climatérique . . . .

Résidu sec . . . .

Teneur en bicarbonates

. . . . . . . . . . . . . .

SO4 et C1

. . . . . . . . . . . . . . . . .

Ca. Mg. N a

. . . . . . . . . . . . . . . .

L a composition chimique des eaux dans les déserts. d’après Kounine

. . . .

L a formation et la composition chimique des eaux souterraines dans les régions arides.

d’après Sie-Bektchourine

. . . . . . . . . . . . . .

Première étape . . . .

Deuxième étape

. . . . . . . . . . . . . . . .

Troisième étape

. . . . . . . . . . . . . . . .

Quelques caractères généraux des déserts et semi-déserts du point de vue géochimique

.

CHAPITRE

V . Les

différents traceurs. la circulation microscopique de l’eau dans les Les caractères d‘un traceur idéal

. . . . . . . . . . . . .

Les différentes sortes de traceurs non radio-actifs

Traceurs solides

. . . . . . . . . . . . . . . .

Traceurs chimiques solubles

. . . . . . . . . . . . .

Traceurs colorants

. . . . . . . . . . . . . . .

L a circulation de l’eau dans les terrains

. . . . . . . . . . .

Différents trajets . . . .

Trajet général . . . .

Trajets détournés

. . . . . . . . . . . . . .

terrains. les traceurs radio-actqs

. . . . . . . . . . . . . . . . . . .

44 44 48 49 50 53 53 55 56 56 56 57 57 57 58 58 59 59 60 62 67 67 68 68 68 69 69 72 73 73 73 75 76 76 77 77 79 80 82 82 83 83

84 84 85 85 86 87 88 88 89 89

Trajets en mouvement turbulent

. . . . . . . . . . .

Trajet en régime laminaire dans un capillaire

. . . . . . . .

Trajet dans un sable de dimensions latérales illimitées

. . . . . .

L’adsorption et la rétention des traceurs

. . . . . . . . . . .

Méthode d‘injection continue. méthode par dilution

. . . . . . .

Méthode d‘injection continue. méthode de vitesse

. . . . . . . .

Méthode d‘injection par bouffée

. . . . . . . . . . . .

Absence de phénomènes d’adsorption

. . . . . . . . . . .

Succession des pics

. . . . . . . . . . . . . . .

Présence de phénomènes d’adsorption

. . . . . . . . . . .

Les entraîneurs

. . . . . . . . . . . . . . . .

Utilisation des traceurs radio-actifs

. . . . . . . . . . . .

Dsérents traceurs radio-actifs possibles

. . . . . . . . . .

Ilmetteurs

p

purs

. . . . . . . . . . . . . . .

hetteurs

p

et y

. . . . . . . . . . . . . . .

Isotopes susceptibles d’être adsorbés et de réagir avec l’eau ou avec le terrain

. .

Isotopes non facilement adsorbables

. . . . . . . . . . .

Méthodes d’emploi des traceurs radio-actifs

. . . . . . . . .

Les méthodes d’injection des traceurs dans l’aquifère

. . . . . . . .

Différentes expériences où ont été utilisés les traceurs radio-actifs

. . . .

Essai du Laboratoire de recherches de Californie

. . . . . . .

Essai de Serre-Ponçon (France)

. . . . . . . . . . .

Essai à Cauterets et à Luz (France)

. . . . . . . . . .

Essais dans des terrains pétrolifères de l’Oklahoma (Nowata County) et du Kansas (Anderson County). hats-Unis d‘Amérique

. . . . . . . . .

Essai du Wadi Rayan. dans le désert de Libye

. . . . . . . .

Étude des bilans d’eau

. . . . . . . . . . . . .

BIBLIOGRAPHIE . . . . . . . . . . . . . . .

90 90 91 93 95 95 96 96 97 97 98 98 99 101 101 101 102 102 102 106 106 108 108 108 111 112 116

I N T R O D U C T I O N

EAU -

et tout particulièrement l’eau souterraine

-

conditionne la vie dans les régions semi-arides et arides.

I1

n’est pas douteux que l’hydrologie

-

et notamment l’hydrogéologie

-

a un rôle primordial à

y

jouer. Sans elle toute autre étude serait vaine.

Or,

depuis le colloque d’Ankara en

1952,

cette discipline a fait des progrès rapides dans toutes les directions imaginables, et dans tous les pays.

Exposer l’ensemble de ces progrès en quelques pages est impossible; ils sont trop nombreux et intéressent trop de domaines; on risquerait

de

n’en donner que des aperçus peu féconds.

Aussi a-t-on été conduit à ne traiter que des questions nouvelles, les moins connues, o u

de

celles

qui

avaient été jusqu’alors particulièrement négligées.

O n

a laissé volon- tairement

de

côté certains sujets, souvent importants, c o m m e celui

de

l’évapotrans- piration,

gui

n’est pas encore suffisamment a u point. Certes l’évapotranspiration a son importance dans les bilans hydrologiques

de

tout un bassin fluvial. Mais c o m m e n t évaluer sa part dans le bilan des nappes, toutes différentes les unes des autres?

Dans le chapitre premier est exposé l’un des problèmes essentiels de l’hydrologie des pays arides : les conditions de formation des eaux souterraines, leur alimentation, les ressources en eau.

L e chapitre II est consacré à la recherche

des

eaux et à leur exploitation. Rechercher les nappes est en effet un véritable travail scientifique.

Les

exploiter n’est pas possible sans une étude générale de la région, sans une étude détaillée de points particuliers.

On

ne peut s’y risquer, au hasard, sans programme précis.

L e chapitre III traite de la détermination

de

la transmissivité

des

terrains aquifères, à l’aide

de

certaines méthodes récentes. E n effet la détermination du

débit

des nappes constitue une des tâches essentielles

de

l’hydrogéologie des régions arides. Mais pour calculer ce

débit il

faut connaître la perméabilité ou mieux la transmissivité des terrains aquifères. Certainement l’une des meilleures méthodes de détermination de la trans- missivité est celle d u

débit

des puits et forages en régime transitoire. Mais ces méthodes sont peu connues en dehors des fitats-Unis d’Amérique; elles peuvent cependant rendre d‘immenses services.

Le

chapitre IV donne u n aperçu général de la géochimie

des

eaux souterraines, particulièrement importante dans les régions arides puisque la salure est liée à l’aridité.

I1

montre c o m m e n t les eaux acquièrent leur composition chimique, c o m m e n t cette composition chimique évolue dans les nappes, dans les terrains et aussi suivant les climats.

radio-actifs, pour déterminer la direction et la vitesse de circulation de l’eau souterraine.

Trois traceurs radio-actifs, le brome-82, l’iode-131 et le tritium, présentent des avan- tages certains. Cependant le besoin se fait sentir de traceurs ayant une durée de vie, non de quelques jours ( c o m m e l’iode-131) ou de quelques années ( c o m m e le tritium), mais de quelques semaines ou de quelques mois. L’usage des traceurs demande une connaissance plus approfondie de la circulation microscopique de l’eau dans les terrains.

Aussi

avons-nous en partie exposé cette question.

10

C H A P I T R E P R E M I E R

Considkrations générales sur les

conditions de formation des eaux souterraines, leur alimentation

et les ressources dans les régions arides

N o u s donnons ici quelques aperçus de travaux relatifs a u x conditions de formation des eaux souterraines, à leur alimentation et a u x ressources dans les régions arides.

N o u s les avons choisis parmi les nombreuses études qui ont paru dans le m o n d e entier, en raison de leur caractère général, d’une part, de leur intérêt pour les régions arides, d’autre part. N o u s avons volontairement laissé de côté un certain nombre d’études classiques.

L E B I L A N D E L ’ E A U D A N S L E S R A P P E S

L e bilan de l’eau dans les nappes représente encore, le plus souvent, une terrible inconnue de l’hydrogéologie. E t pourtant ce bilan est de première importance, puisqu’en dernier ressort l’hydrogéologie a pour but pratique de déterminer les ressources disponibles en eau souterraine. C’est pourquoi

il

est bon de citer ici les travaux de

M. A.

Velikanov 1 et de

B. I.

Koudéline

[19,

201

z.

L e bilan des eaux souterraines est naturellement

lié

à celui des eaux d’un bassin fluvial qui peut être établi par exemple pour une année et doit comporter toutes les variations susceptibles d’entrer en jeu.

L e bilan fluvial comprend la pluviométrie, x, le run-off,

y,

des rivières. Mais ce dernier peut se décomposer en run-off superficiel, yl. (c’est-à-dire le ruissellement), et en run-off souterrain,

ya,

en provenance des nappes libres.

Outre les éléments précédents,

il y

a lieu de tenir compte de l’évaporation, z (dont on aura déduit la condensation), des valeurs u, s o m m e de toutes les variations posi- tives ou négatives des réserves d‘eau, augmentation o u diminution de la couverture de neige, élévation ou abaissement du niveau d’eau des nappes libres, du niveau de l’eau des fleuves, des lacs, etc.

Mais

le bassin fluvial ne se superpose pas nécessairement à une structure hydro- géologique. D e s nappes phréatiques d’un bassin adjacent peuvent se déverser dans le bassin considéré et vice versa. Nous en connaissons.

Mais, il

faut le dire, ces cas ne sont pas fréquents.

Ils

le sont déjà plus pour les nappes non phréatiques, peu profondes.

O n

aura donc à tenir compte de la valeur f w , de cette circulation de l’eau souterraine entre le bassin considéré et les bassins adjacents. L e signe

+

correspond à une circulation vers les bassins adjacents, le signe

-

vers le bassin étudié.

1. M. A. VELIKANOV, HydrogPologie de la terre, 1948.

2. Les c b X r e B entre crochets renvoient A la bibliographie en fin de volume.

S’il

n’y a pas de nappes artésiennes profondes, le bilan se formule ainsi :

Mais si l’on établit le bilan pour un grand nombre d’années, les variations tantôt positives, tantôt négatives, arrivent à s’annuler, ce qui simplifie beaucoup le calcul du bilan général, en évitant des incertitudes majeures.

On

établit donc le bilan général en prenant la m o y e n n e de n années.

D a n s ce cas,

et l’on a :

avec

Yo

=

Yo7

+

Yos

yo

étant le run-off total de la rivière.

I1

arrivera assez souvent que w o soit négligeable. Mais ce serait une lourde faute que de ne pas en tenir compte systématiquement. Une vérification s’impose toujours, car l’alimentation d’un bassin par des eaux souterraines originaires d’un autre bassin est parfois très importante. Cela a lieu tres fréquemment, par exemple, dans les pays calcaires. Ainsi, la Garonne prend bien l‘eau de sa source, n o n sur le versant français mais sur le versant espagnol.

U n e autre complication intervient. Parfois, dans un bassin fluvial, des eaux arté- siennes profondes s’alimentent et déversent leur eau dans un m ê m e bassin, Mais ces eaux artésiennes appartiennent à un cycle hydrologique de durée beaucoup plus longue que celui des nappes peu profondes. Cette durée peut être de l’ordre de dizaines de milliers o u m ê m e de centaines de milliers d’années. Ainsi, dans le bassin Aquitain

-

lequel n’a pourtant qu’une faible étendue

-

l’auteur a calculé que la durée de circulation était de l’ordre de

25 O00

à 30 O00 ans, en se fondant sur la perméabilité et l’inclinaison de la surface piézométrique. L’eau qui en sort est entrée dans la nappe à la période du Wurmien. Mais du W u r m i e n à l’époque actuelle, la pluviométrie a dû subir de profonds changements et, en toute logique, nous devrions tenir compte de toutes ses variations et de toutes celles du débit des nappes artésiennes.

En

ce qui concerne la nappe dite de 1’Albien du Sahara, un calcul effectué de la m ê m e manière donne, pour un trajet de

300 km,

une durée de parcours de

500 O00

à plus d’un million d’années. L e bilan n e doit donc plus être établi en fonction du n o m b r e n d’années précédentes, mais d’après un n o m b r e

N,

bien plus élevé et d’un ordre géologique.

Puisque les nappes libres et les nappes peu profondes participent à une alimentation qui s’exprime en un cycle de courte durée, tandis que les eaux artésiennes profondes appartiennent à un autre régime de circulation, remontant à une période beaucoup plus éloignée, n o n de l’ordre des variations climatériques de courte durée, mais d’un ordre géologique, o n voit qu’il est nécessaire de dissocier les bilans de ces deux caté- gories d’eau souterraine.

I1

doit

y

avoir une indépendance de principe entre les deux régimes.

N o u s avons donc à tenir compte de

ya,

le run-off d’origine artésienne, et de la variation (z,

- x)Sa

de la pluviométrie qui lui est attachée, sur les affleurements

du

bassin artésien.

12

Formation et alimentation des eaux souterraines

D’autre part, un bassin peut, soit recevoir de l’eau artésienne alimentée par un bassin voisin, soit en déverser dans un bassin voisin.

I1

faut donc tenir compte de la quantité f w u

On

obtient ainsi l’équation suivante :

x

+

( X u - 4 s a =y,

+

^Ys

+

^{Y U + 2}

^f

^2,

^f

^wu

^f

wg

Si

l’on prend un nombre d’années,

N

: c:vm ^---f 0

1 c

^{(xu--.) --+}

^o

N

Et

en prenant les moyennes sur

N

années, on a :

x1

=

Y17

+

^Y18

+

^{Y l U}

+

²¹ f W l U

zt

2%

S’il

n’y a pas de communication d’un bassin

B

un autre

x1

=

Y1r

+

^YlS

+

Y l U

+

²¹

ou

z1= Y1

+

²¹

Telles sont les équations qu’on devrait toujours considérer, en prenant un nombre d’années

N,

d’ordre géologique. Mais en réalité, le régime des nappes artésiennes profondes doit être relativement constant parce que c’est la différence d’altitude entre la zone d’alimentation et les zones de décharge

qui

règle le débit de ces nappes qui ont toujours des longueurs très grandes.

O n

peut admettre en effet qu’en raison de leur faible vitesse de circulation, c’est-à-dire de leur faible débit par unité de front, dû à la faible pente de leur surface piézométrique, ces nappes débordent a u x affleu- rements. Elles ont donc toujours la m ê m e charge et le m ê m e débit. Dès lors on n’a plus besoin de prendre la moyenne générale relative à un temps

N, il

suffit de celle

qui

est relative a u temps n beaucoup plus court. C’est-à-dire qu’on peut employer l’équation :

xo

=

Yo7

+

^Yos

+

^You

+

20

f

wo, f W O 8

xo = Y o 7 + Y o s + Y o a f ~ o E t s’il

n’y

a pas communication entre les bassins

ou

xo = y o

+

²⁰

L E S C O N D I T I O N S D E F O R M A T I O N D E S E A U X S O U T E R R A I N E S D A N S L E S R É G I O N S A R I D E S

Nous exposerons ici, en les complétant, les vues générales de Kounine

[22]

sur les condi- tions de formation des eaux souterraines dans les déserts. Kounine fait remarquer que, dans les régions désertiques, la nature du cheminement et de l’alimentation des eaux et les autres caractères du premier aquifère dépendent essentiellement des conditions géographiques.

Si

l’on considère des couches de plus en plus profondes, cette liaison décrott graduel- lement. C’est pourquoi les eaux profondes captives, alimentées dans des régions très éloignées des déserts, où elles arrivent par cheminement souterrain, ne présentent

qu’une influence désertique minime, voire nulle, que l’on considère leur régime, leur composition chimique, ou tout autre facteur.

L a nappe du Crétacé inférieur continental du Sahara, dite nappe albienne, qui a son alimentation hors du désert, dans l’Atlas, constitue un bon exemple à cet égard.

Pour comprendre les caractères hydrogéologiques spécifiques des déserts,

il

faut donc étudier en premier lieu les eaux influencées par les conditions géologiques; c o m m e l’indique Kounine, ce fait est très important du point de vue pratique, car, bien souvent, les autres eaux sont inaccessibles. Mais

il y

a des cas d’espèce. Par exemple, dans la majeure partie du Sahara, ce sont a u contraire les eaux profondes qu’il est plus facile de capter.

Kounine fait remarquer qu’en réalité, en regardant les choses d’un point de vue tout à fait général, aucun caractère ne permet de distinguer les eaux profondes des eaux non profondes, c’est-à-dire les eaux sans caractères désertiques des eaux à carac- tèry désertiques.

Evidemment, cela tient à ce que les phénomènes sont beaucoup plus complexes qu’il n’apparaît au premier abord

-

remarque qu’on a mille fois l’occasion de formuler en hydrogéologie. C o m m e nous le verrons dans la partie géochimique de cet ouvrage, les eaux ont tendance à présenter une concentration de plus en plus élevée à mesure qu’elles sont plus profondes. Or, les eaux profondes des régions désertiques ont elles aussi des eaux très concentrées. E t rien ne permet de distinguer les causes diverses de concentration des eaux : on aboutit toujours aux m ê m e s caractéristiques chimiques.

D a n s les plaines alluviales, formées d’accumulations puissantes de sédiments sablo- argileux, seules les premières nappes libres, généralement superposées les unes aux autres, pourront être considérées c o m m e eaux ((supérieures N. D a n s les régions de basses altitudes, les eaux ((supérieures ))comprennent un complexe d‘horizons aquifères, débutant aux zones élevées érodées et finissant aux bassins artésiens locaux.

Ainsi la division en eau ((peu profonde ))et en eau ((profonde ))est déterminée par les particularités structurales, lithologiques et géomorphologiques.

Les conditions d’alimentation des eaux souterraines des déserts sont très différentes de celles de n’importe quelle autre région climatique. Cette différence dépend des proportions des diverses parties du bilan entrant en ligne de compte pour l’alimenta- tion. Par exemple, l’infiltration directe des précipitations a une importance plus grande dans les déserts pierreux que dans les autres. D a n s les déserts argileux, elle se réduit presque à zéro. D a n s les régions situées à la limite des déserts sableux et argileux, l’importance de l’infiltration de l’eau des lacs temporaires s’accroît fortement.

D a n s les déserts sableux, l’accumulation d’eau condensée devient particulièrement importante.

Enfin, lorsque l’on considère encore ce bilan du régime des nappes, le côté sortie de l’eau est très différent dans les régions désertiques. N o u s pouvons étendre cette notion aux régions arides.

A

la différence de ce qui se passe dans les régions non déser- tiques, la perte d’eau par évaporation à partir de la surface de la nappe, par l’inter- médiaire de la frange capillaire

-

et cela d’après Kounine à toute profondeur

-

par suite du transport de la vapeur par transpiration du sol, revêt une importance considé- rable.

A

titre d’exemple, Kounine examine les déserts d’Asie centrale où

il

distingue deux types de formations : a) des plaines de piedmont alluviales, ordinairement situées dans les zones de subsidence, au pied des montagnes ou dans les plates-formes margi- nales;

b)

des plaines structurales, généralement rapportées à des plates-formes.

Les premières plaines sont caractérisées par la présence d’accumulations très épaisses de sédiments meubles. Les eaux souterraines à surface libre

y

occupent de très vastes étendues. Leurs zones d’alimentation sont généralement éloignées et leur salure est élevée. Les alimentations locales interviennent peu dans la balance des eaux. Mais, du point de vue pratique, elles sont particulièrement importantes, car elles donnent 14

Formation et alimentation des eaux souterraines des eaux douces de types lenticulaires dans une région où les eaux sont en majorité salées.

Les secondes plaines, les plaines structurales, sont caractérisées par le grand dévelop- pement de roches marines consolidées ou de roches métamorphiques, renfermant de nombreux horizons aquifères, de structure semblable et de faible extension. Les alimentations locales prédominent ici, tandis que les alimentations lointaines sont médiocres. L a composition chimique des eaux est très variée.

Avec

N. K. Guirski [17],

nous diviserons les eaux souterraines des déserts et des semi-déserts en deux grands groupes : lo les eaux souterraines qui naissent dans le domaine des déserts et des semi-déserts; 20 les eaux souterraines qui se forment prin- cipalement dans les régions externes, mais voisines, et

qui

arrivent a u x déserts et semi-déserts par l’intermédiaire de couches perméables.

Voyons en particulier les conditions d’alimentation des eaux souterraines dans les déserts eux-mêmes

[l?, 291.

L’alimentation peut être assurée par condensation de l’humidité de l’air, par les chutes de pluies et les inatrations d’eaux superficielles : rivières permanentes, lacs, rivières temporaires.

L’alimentation par condensation ne joue qu’un rôle insignifiant.

I1 y

a certes une condensation dans les roches sableuses, les roches fissurées, les roches poreuses com- pactes, les formations de blocs ou de galets; m ê m e dans les conditions géologiques les plus favorables, elle n’atteindrait, d’après Siline-Bektchourine et Plotnikov

[29],

qu’une hauteur d’eau de

4

à

8

mm. M ê m e d’après

Guirski 1171,

l’alimentation par condensation serait pratiquement nulle.

I1

faut en effet, c o m m e je l’ai m o i - m ê m e indiqué

[27],

tenir compte des différences de pression de vapeur de l’atmosphère de l’air et

de

l’atmosphère d u sol. C’est en Bté que les conditions de condensation sont les plus favorables. U n e vague de froid descend dans le sol jusqu’à la zone neutre de température. C’est donc à ce m o m e n t que la tension de vapeur de l’atmosphère est la plus faible. Or, sauf au voisinage de la mer, cette tension n’est inférieure à celle de l’atmosphère de l’air que très peu de jours dans les régions arides, en Tunisie par exemple. L e raisonnement de Guirski le confime.

M ê m e si, dans les conditions les plus favorables, une condensation se produit dans la partie tout à fait supérieure du sol, en raison de sa sécheresse, l’eau ainsi condensée retourne, au bout de très peu de temps, dans l’atmosphère. C e phénomène s’observe très bien dans les déserts, a u Sahara par exemple dans les dunes où, en hiver, par suite du rayonnement nocturne, le sol se refroidit a u point qu’une condensation se forme et humecte une couche de quelques millimètres à un centimètre d’6paisseur.

Cette humidité s’évapore a u cours des premières heures de la journée ^1.

Quant à l’alimentation par les pluies, elle ne prend une certaine importance que dans les régions arides des latitudes

N.

où les précipitations ont lieu en hiver, au m o m e n t où l’humidité générale est élevée. D a n s les régions arides où la pluie t o m b e pendant l’été et en petite quantité, l’alimentation est pratiquement nulle en raison de la reprise par évaporation.

En

tout cas, l’alimentation dépend essentiellement de la nature des roches, ainsi que je l’ai montré. Lorsque la pluie t o m b e sur des roches fissurées et dépourvues de végétation

-

et

il y

en a dans les déserts et les semi-déserts

-

elle n e subit pas l’évapo- transpiration et gagne les nappes qu’elle alimente en eau douce.

Mais lorsque les pluies tombent sur des roches à porosité d’interstices, l’infiltration est moins facile.

Si

la perméabilité est assez grande, l’eau descend rapidement et se trouve ainsi plus ou moins à l’abri des phénomènes d’évaporation tandis que, lorsque la perméabilité est très faible, l’eau reste longtemps dans le sol a u voisinage de la surface et l’évaporation la reprend entièrement.

1. H. SCAOELLER, m L’hydrogéologie d‘une partie de la vaIlSe de la Saoura et du Grand Erg occidental n, Bull. Soc. ghol. Fr. (5), t. 15, 1945, p. 563-585.

Outre les phénomènes précédents,

il

faut tenir compte

(Guirski)

des mouvements dans le sol et de

l’humidité

à l’état de vapeur.

En

été quand la température de la surface du sol atteint sa valeur m a x i m u m , l’eau se déplace de la partie inférieure de la zone humide du sol amenée par la pluie vers la zone de température constante, ce

qui

peut lui permettre de gagner la nappe.

En

hiver, le m o u v e m e n t est inverse.

Si,

a u cours de l’année, la quantité d’eau

qui

descend excède la quantité d‘eau qui se déplace vers le haut, l’humidité due à la pluie alimentera en eau douce les nappes phréatiques.

Si

le contraire se produit, l’eau s’évaporera à travers le sol et le sol se chargera en sels.

Nous n’avons que peu de données sur la valeur de l’alimentation par les pluies.

D’ailleurs elle dépend essentiellement de la nature des terrains, si l’on ne tient pa8 compte de l’influence de la végétation.

Guirski [l?]

a calculé une alimentation de

1

à

2

m m dans la région qu’il a étudiée.

L’alimentation par les rivières temporaires peut, dans certains cas, voire dans la majorité des cas lorsqu’il s’agit de régions vraiment désertiques, dépasser l’alimentation par les pluies.

Elle se produit, soit B la suite de simples crues remplissant le lit, soit à la suite d’inondations.

N’insistons pas sur l’infiltration des crues; elle dépend essentiellement de la nature lithologique du lit et des berges, de la hauteur et de la durée de la crue. Toujours est-il que, dans des conditions favorables (perméabilité, charge et durée importantes), une grande quantité d’eau peut gagner les nappes, surtout s’il n’y a qu’une reprise négligeable par évapotranspiration, la végétation arbustive étant peu abondante le long du cours d’eau.

Les inondations des cours d‘eau temporaires

-

^{des oueds}

-

ainsi que l’accumulation des eaux de ruissellement dans les dépressions topographiques, doivent, pour une grande part, rendre compte de l’alimentation des nappes dans les régions désertiques.

C’est ainsi que

Guirski [17]

estime qu’elle atteint jusqu’à

10

m m par an, là où

il

admet une alimentation de

1

à

2

m m par la pluie. C’est d’ailleurs la conclusion à laquelle était aussi arrivé Dubief

Cl41

pour le Sahara : ((Seule la fraction des eaux de pluie soumise au ruissellement, grâce à sa concentration en des zones restreintes sous une épaisseur notable et pendant une durée assez longue, pourra donner lieu à une infill-

tration profonde susceptible d’alimenter les nappes souterraines du désert. ))

Cela dépend évidemment aussi de la nature du terrain.

Si

la perméabilité est suffi- sante, cette eau gagne en grande partie les nappes, tandis que, si elle est faible, l’eau infiltrée dans le sol s’évapore, amenant une concentration en sels.

Cependant

il

ne faudrait pas conclure que seules les eaux de ruissellement alimentent les nappes des déserts.

En

effet, si les pluies sont suffisantes et le terrain assez perméable, l’alimentation des nappes par la pluie a bien lieu.

On

ne pourrait expliquer autrement, par exemple, l’alimentation de la nappe du Grand

Erg

occidental, près de Béni-Abbès, au Sahara, et la très faible teneur en sels

(300

mg/l) de ses eaux1.

L’alimentation par les rivières permanentes et par l’irrigation doit évidemment être prise en considération quand elle existe, c o m m e en figypte et en

U.R.S.S.,

dans l’Asie moyenne et au Kazakstan [29]. L’irrigation amène là une surélévation d’eau douce, en forme de d ô m e à la surface des nappes. Mais, dès que l’irrigation cesse, le d ô m e s’applatit et les eaux salées sous-jacentes réapparaissent bientôt.

L’évapotranspiration, conjointement avec la faiblesse de la pluviométrie, joue le rôle essentiel dans l’alimentation des nappes d‘eau souterraines, c o m m e nous le reverrons dans le chapitre concernant la géochimie.

Elle crée un déficit de capacité de rétention dans la zone d’évaporation.

1. H. SCHOELLBB, op. rit.

16

Formation et alimentation des eaux souterraines

C o m m e le fait remarquer

J.

Tixeront [30], o n ne possède pas de renseignements suffisants sur ce déficit de capacité de rétention d’eau des sols arides.

En

Tunisie, il existe une grande différence à cet égard entre les régions à plu- viométrie supérieure à 200 mm par an et lee régions à pluviométrie inférieure.

Dans la région de l’oued el Kebir (pluie annuelle 500 mm) le sol est saturé quand la pluie atteint 100 mm environ.

Dans la région de Sfax, la pluie atteint

200

mm. L’épaisseur du sol est parfois considérable et l’évaporation peut se faire sentir à grande profondeur, ce qui peut amener des déficits de saturation importants.

I1

faut ajouter que le déficit de capacité de rétention dépend certainement, non seulement du facteur évapotranspiration, mais aussi de la nature du terrain. D a n s la région de l’oued el Kébir (Tunisie) les terrains sont essentiellement argilo-schisteux, tandis que, dans celle de Sfax, les formations sableuses jouent un grand rôle.

Dans les régions à pluviométrie inférieure à 200 mm et surtout dans les déserts, la capacité de rétention peut être très faible, en raison du ralentissement des processus de formation du sol par manque d‘eau.

En

fait, la roche est à nu sur de vastes étendues.

Cela s’applique évidemment fort bien aux calcaires et à toute roche consolidée dans les fissures desquels l’eau de pluie peut s’engouffrer et se soustraire à l’évaporation.

I1

n’en est pas tout à fait de m ê m e dans les roches meubles, sableuses ou dans les roches argileuses, possédant une capacité élevée de rétention et dans lesquelles la simple évaporation peut créer des déficits très importants d’eau de rétention, qui devront être comblés avant que toute infiltration allant aux nappes puisse se produire. E t ces phénomènes se reflètent dans la composition chimique des eaux.

Ainsi, dans le Sahara occidental, dans la région de Béni-Abbès, les eaux sortant des quartzites ordoviciens ont des teneurs en sels de 900 mg/l dont 190 à 320 mg/l de chlore, tandis que les eaux du quaternaire meuble en ont de

5

à

7

811et plus avec des teneurs de 1800 à 2 500 mg/l et plus de chlore1.

Dans les régions à pluviométrie annuelle de moins de 200 m m , la quantité de pluie est si réduite qu’elle tombe en général sur des terrains non saturés; cependant, rares sont les cours d’eau qui restent plusieurs années sans couler, m ê m e en plein désert.

I1

faut donc admettre qu’une crue s’est produite, soit que le sol ait tout de m ê m e été saturé dans des régions limitées du bassin, soit que le facteur principal de l’écou- lement ait été l’intensité de la précipitation. Dans bien des cas, c’est effectivement ce facteur qui conditionne l’écoulement. D’ailleurs, d’après Dubief, une crue se pro- duirait dans le Sahara central, lorsque la cadence arrive à dépasser

5

mm avec une intensité supérieure à 0,5 mm.

Cela nous amène à distinguer deux sortes de ruissellement, c’est-à-dire deux sortes d‘excès momentanés de rétention, des ((ruissellements de saturation ))provoquée par une saturation du sol à la suite de pluies prolongées et des ((ruissellements d’in- tensité ))dus à ce que l’intensité de la pluviométrie est plus grande que la vitesse d’infiltration, ces deux dernières expressions étant employées par

J.

Tixeront.

Les eaux de pluie ne peuvent ainsi s’infiltrer que dans certains cas, lorsque le déficit de rétention n’est pas trop fort et que l’infiltration de la pluie suffit à le combler.

On

conçoit dès lors que dans les régions semi-arides, et n fortiori dans les régions andes,

il

puisse y avoir des discontinuités périodiques de l’alimentation des nappes d’eau souterraines.

Ainsi, pendant un certain nombre d’années,

il

arrive m ê m e que les pluies ne descendent qu’en très petite quantité, et qu’aucune pluie ne parvienne jusqu’aux nappes; soit que les chutes de pluie aient 8th trop faibles, soit q u e le deficit de capacité de rétention du sol ait été trop grand, l’alimentation des nappes est alors plus faible que l’écoulement et les nappes se vident c,omme se videraii, un réservoir

1. Schoellcr, ob-rivdtian, nun publites.

insuffisamment alimenté. Généralement la loi de vidange peut s’exprimer par l’équation suivante :

(1) q étant le

débit

de la nappe au temps t,

po

le débit a u temps to et e l’alimentation de la nappe.

L a hauteur de la surface de la nappe peut être rattachée au débit par une relation simple. Aussi les variations du niveau de la nappe suivent une équation semblable

?i l’équation

(1)

ci-dessus.

Précisément, ce qui caractérise les régions andes, ce sont les périodes généralement espacées et assez brèves où sont réunies les conditions de possibilités de réalimentation des nappes.

Pendant cette période, l’eau traverse la zone d’évapotranspiration et de là gagne facilement Ia nappe à travers le restant de la zone d’aération, le niveau de la nappe remonte brusquement et par conséquent aussi son débit.

(q

-

c)

= (no -

c)e--a(c-t.)

A

cette période d’alimentation succède à nouveau une période de vidange.

1945 1946 1947 1948 1949 1950 1951 1952 1953 1954

A n n d e s

e Profondeur obswee.

-

Mouvement observ6.

- - - -

Mouvement supposé.

FIG.

1. Mouvement du plan d’eau au puits Larue (Tixeront [29]).

O n

ne peut mieux l’illustrer que par le graphique ci-joint de la variation de la hauteur d’eau d’un puits de la plaine de Grombalia en Tunisie (voir

fig. 1).

D a n s

la

pratique, les choses ne se présentent pas toujours de manière aussi tranchée.

I1

est certain que, dans les formations meubles, les périodes de non-réalimentation peuvent être très longues, en raison des grands déficits de capacité de rétention des sols. Mais dans les roches consolidées fissurées, ces périodes sont beaucoup plus brèves et presque directement reliées aux périodes de pluie, l’évapotranspiration ne jouant plus qu’un r81e accessoire.

Ainsi, dans les régions arides, c’est seulement lors de certaines années que sont alimentées les nappes des roches non fissurées.

I1

doit, à plus forte raison, en être de m ê m e dans les régions désertiques. Toutefois, pour les roches bien fissurées, le tableau est moins sévère.

En

s o m m e , en allant des régions pluvieuses aux régions arides, on passe d’un régime d’alimentation presque régulier, à des régimes périodiques, puis à des régimes discon- tinus.

Mais cela est fonction de la nature du terrain. L a tendance

A

la discontinuité est d’autant moins marquée que la zone d’aération est plus épaisse et la perméabilité de cette zone plus faible.

Lorsqu’il n’y a pas discontinuité dans les alimentations annuelles des nappes, c o m m e 18

Formation et alimentation des eaux souterraines

cela peut se produire dans les terrains très fissurés des régions andes, o u c o m m e cela se produit dans tous les terrains des régions pluvieuses,

il y

a malgré tout des périodi- cités du taux d‘alimentation des nappes. Ces p6riodicités sont surtout liées a u x 0uc- tuations climatiques et pluviométriques, et aux variations de l’évapotranspiration;

toutes ces fluctuations présentent d’ailleurs elles-mêmes une certaine périodicité.

L. J.

Tison

[58, 591

et

G.

Tison

[56, 571

ont relié la périodicité de l’alimentation à la périodicité d u débit des nappes.

Soit une nappe aquifère alimentée selon une fluctuation périodique et

C

le débit d’alimentation, on peut poser la formule suivante :

(1) . 2x2

C

=

C,

+

,c sin -

t0

C ,

étant le débit m o y e n entrant et c z la demi-amplitude d’une quelconque des L e débit q sortant est lié à la hauteur d’eau par la loi

oscillations de période to.

me étant la porosité effective, c’est-à-due le coefficient d’emmagasinement, et

ß

une constante.

Cela suppose évidemment une nappe de grande longueur dans laquelle dh/dx reste constant.

On

a par conséquent :

Les équations

(1)

et

(2)

donnent :

e,

intégrée, donne :

7 est le retard to 2 xs

7

= -

arctg

-

2x to

P

On

montre qu’en général, pour les nappes très étendues,

il

vaut un quart de la période.

D a n s le cas particulier des oscillations, le retard des oscillations de la nappe sur celles de l’alimentation est de trois mois.

qo est le débit à l’instant initial;

q, la demi-amplitude du débit sortant;

S

l’étendue de la nappe;

p = - ‘

est le coefficient angulaire de

la

variation du débit en fonction de la m dh

hauteur et de la porosité effective.

1.

L e premier terme,

C , ,

correspond au débit moyen.

2.

L e deuxième terme

L’expression

(4),

c o m m e on le voit, comprend 3 termes :

. :2( ) : 2

qm sin

- - ^-

peut être obtenu en décalant

3.

2 m

to

C , sin-

d’un temps T (le retard), et en réduisant les ordonnées dans le rapport a (l’amor- tissement).

L e troisième terme

i

^to Pt

intervient surtout dans le cas d’une nappe qui a subi une dénivellation importante par rapport à son niveau d’équilibre.

Si

l’on prend un temps assez long après une telle dénivellation, ce terme disparaît pratiquement. Dénotant une baisse expo- nentielle du débit, et une descente exponentielle du niveau de l’eau,

il

correspond à la vidange de la nappe dont

il

était question plus haut.

On

a ainsi

to étant ici le temps de l’origine.

L E S R E S S O U R C E S E N E A U X S O U T E R R A I N E S

C o m m e nous l’avons déjà dit, le but pratique de l’hydrogéologie est de connaître les ressources disponibles en eau dans une région et de savoir c o m m e n t o n peut les exploiter.

Mais en ce qui concerne les ressources en eau souterraine,

il

y a lieu de faire quelques distinctions, car elles ne sont pas toutes de m 2 m e type, ni

de

m ê m e origine. E t elles n e peuvent s’exploiter les unes c o m m e les autres.

N. A.

Plotnikovl et Bogomolov et Plotnikov

[6]

divisent les ressources en quatre groupes : ressources naturelles, ressource8 régulatrices, réserves séculaires, ressources d’exploitation.

Ressources naturelles. Celles-ci concernent les débits des nappes d‘eau souterraine dans leur état naturel. C’est le débit de l’écoulement naturel.

Les moyens pratiques de déterminer les débits de ces nappes se divisent en deux catégories :

1.

Détermination par application de la loi de Darcy a u m o u v e m e n t de l’eau de la nappe elle m ê m e : soit en déterminant la pente et le coefficient de Darcy, soit en déterminant la vitesse de terrain de l’eau et la porosité.

2.

Détermination à l’aide de forages et

de

puits : détermination d u coefficient de per- méabilité par la méthode de T h i e m (ou mieux celle de Theis) et pente de la nappe;

détermination d u débit unitaire de la nappe par calcul du rayon d’influence.

Ressources régulatrices. Plotnikov entend par ressources régulatrices toutes les quantités d’eau qui s’accumulent dans l’horizon aquifère pendant les périodes d’ali- mentation, a u printemps, à la suite de la fonte des neiges o u lors des chutes intenses de pluie. Les ressources régulatrices sont localisées dans la zone d’oscillation naturelle de la surface des nappes libres d’eau souterraine.

1. N. A. PLOTNIKOV; G. N. BOGOMOLOV; G. M. KAMENSKI, u Classification des ressources des eaux souterraines pour l’ali- mentation totale en eau et mdthodes de calcul >>, in SILINE-BERTCHOURINE, Géologie spéciale, Moscou, Gosgeolizda t, 1946.

20

Formation et alimentation de eaux souterraines

Si

donc

W,

est le volume de l’épaisseur de terrain entre le niveau le plus élevé et le niveau le plus bas de la surface libre de la nappe, et p la porosité effective, les res- 8ources régulatrices sont :

Réserves séculaires. Celles-ci sont constituées par les quantités d’eau situées dans l’horizon aquifère sous la zone d’oscillation de la surface de la nappe libre, lorsqu’il s’agit d’une nappe libre, ou dans le cas des nappes captives, par toute la quantité d’eau située dans l’aquifère. C’est l’eau qu’on pourrait obtenir par assèchement total de la couche.

Si

donc p est la porosité libre, et

V

le volume de la couche aquifère dans le cas d’une nappe captive, ou le volume de la partie saturée d’eau dans le cas d’une nappe libre, la réserve séculaire est

Q

=

PV

Ressources exploitables. C e sont les quantités d’eau qui peuvent être obtenues des horizons aquifères pour l’alimentation a u m o y e n d’ouvrages de captage.

Pour calculer les ressources exploitables

Q E

des nappes libres, on détermine le débit des ressources

Q,

naturelles, situées au-dessus de l’enceinte du captage, et le débit

Q,

des ressources naturelles passant sous l‘enceinte de captage Q E

= Q,-Q,

Q u a n d

il

s’agit de nappes captives, on emploie en

U.R.S.S.

la méthode des ((entonnoirs régionaux de dépression ^1). Ce terme

d’

⁽⁽entonnoirs régionaux de dépression ))a été introduit par Plotnikov.

I1

estime que, dans la plupart des cas, la baisse de pression des eaux artésiennes est le résultat de l’extraction de l’eau dans une série de forages régionaux. C’est pourquoi on peut parler d‘extraction régionale d’eau et d’entonnoirs de dépression ou de rabattement régionaux d’eau.

L a profondeur et la forme de l’entonnoir régional de dépression dépendent non seulement de l’extraction de l’eau, mais aussi des surfaces des zones où sont effectués les forages.

D’après Plotnikov, le plus grand rabattement a lieu dans la zone centrale de l’ex- ploitation régionale des eaux souterraines, et peut être déterminé à l’aide de la formule

dans laquelle

S

est la baisse régionale au lieu central d’exploitation régionale, en mètres;

Q

le débit régional de l’eau souterraine, en m3/jour; et u la dépression régionale spécifique, c’est-&-dire la baisse du niveau par

1 O00

ms/jour d’extraction régionale d’eau.

Par conséquent, on tire de la formule précédente : 1 O00

s

Q = - a

É V A L U A T I O N D E S R E S S O U R C E S N A T U R E L L E S D A N S U N V A S T E T E R R I T O I R E

D e toutes les ressources, les plus importantes sont les ressources naturelles, car ce sont les seules, dans un régime permanent de m o u v e m e n t et d’alimentation des eaux, qu’on doit considérer pour déterminer les ressources exploitables. Koudeline

[19,20,21]

a donné quelques principes pour l’estimation régionale de ces ressources.

Les méthodes par prospection hydrogéologique et recherches expérimentales localisées dont on se sert pour calculer les ressources naturelles en eau souterraine de régions

limitées, ne peuvent être facilement appliquées pour déterminer les ressources naturelles de vastes territoires.

L a meilleure méthode est d’utiliser les hydrographes des rivières, hydrographes qu’on décompose pour déterminer la partie de l’écoulement de la rivière correspondant a u run-off souterrain. C’est ce run-off souterrain qui représente les ressources en eau souterraine du bassin.

Cette manière d’opérer a donné des résultats satisfaisants en

U.R.S.S.

Pour cela on se sert des équations des bilans dont

il

a été question plus haut.

O n

peut ainsi, pour de grandes régions, dresser des cartes du bilan d’eau d’un grand nombre d’années.

I1 y

a naturellement lieu d’utiliser les particularités structurales et hydrogéologiques. Ces cartes comprendront non pas trois ( c o m m e sur les cartes modernes) mais cinq isolignes :

Isolignes du taux des prdcipitations

Xo.

Isolignes de run-off

Yo.

Isolignes d’hvaporation

Zo.

Isolignes d’infiltration vers les aquifères profonds

+ Wo.

Isolignes de run-off artésien (d’enrichissement) dans un bassin de riviere

- Wo.

Ces méthodes,

qui

donnent une estimation régionale des ressources en eau, non seulement des nappes libres, mais aussi des nappes artésiennes, n’excluent évidemment pas les travaux hydrogéologiques détaillés de prospection et d’expérimentation. Elles n e

s’y

substituent nullement quand

il

s’agit de résoudre les Problemes d’alimentation locale en eau.

22