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0 MINISTÈRE DE L'INDUSTRIE
BUREAU DE RECHERCHES GÉOLOGIQUES ET MINIÈRES
SERVICE GÉOLOGIQUE NATIONAL
CONTRIBUTION A L'ÉTUDE DES TRANSFERTS D'EAUET DE SOLUTÉS DANS LA ZONE NON SATURÉE
PAR TRAÇAGE ISOTOPIQUE ET CATIONIQUEEN RÉGIME DE PLUVIOSITÉ NATURELLE
80 SGN 378 EAU
MINISTÈRE DE L'INDUSTRIE
BUREAU DE RECHERCHES GÉOLOGIQUES ET MINIÈRES
SERVICE GÉOLOGIQUE NATIONAL
B.P. 6009 - 45060 Orléans Cedex - Tél.: (38) 63.80.01
CONTRIBUTION A L'ÉTUDE DES TRANSFERTS D'EAUET DE SOLUTÉS DANS LA ZONE NON SATURÉE
PAR TRAÇAGE ISOTOPIQUE ET CATIONIQUEEN RÉGIME DE PLUVIOSITÉ NATURELLE
par
Ph. LAFFITE
\
Département eau
B.P. 6009 - 45060 Orléans Cedex - Tél.: (38) 63.80.01
80 SGN 378 EAU
Réalisation : Département des Arts Graphiques
R É S U M É
Ce rapport, qui s'inscrit dans le cadre des études méthodologiquesentreprises par le département EAU portant sur les transferts d'eau et desolutés dans la zone non saturée, a fait l'objet d'une thèse. Il comportedeux parties :
- La première constitue un rappel des méthodes d'étude théorique et techniquedu milieu non saturé. Il y est notamment question des principaux paramètresde la matrice solide, de l'état énergétique de l'eau dans le sol, des métho-des de mesure de la charge hydraulique et de la teneur en eau volumique, dela détermination des paramètres hydrodynamiques du sol ; en outre, le compor-tement des solutés, avec ou sans interaction avec la matrice, y est envisagéainsi que les méthodes de traçage chimique et isotopique de l'eau.
- La deuxième renferme 1'aspect proprement expérimental de 1'étude, avec unétat descriptif des moyens d'investigation sur le site d'Orléans-La Source(sable graveleux des terrasses fluvio-glaciaires de Loire), des méthodesutilisées pour l'injection et l'aspersion des traceurs choisis et des tech-niques d'analyse.
Il ressort de cette dernière partie que le traçage cationique (parlithium, sodium, potassium, nickel, cobalt, plomb) a mis en évidence l'impor-tance des phénomènes d'adsorption, les circulations préférentielles, la dif-ficulté d'interprétation du comportement des éléments présents (sodium,potassium) avant traçage dans le sol, le problème de la représentativité del'eau prélevée dans le terrain ; le traçage isotopique par injection d'unesolution fortement tritiée (885 700 UT) s'est révélé plus instructif quantaux estimations des vitesses d'infiltration (entre 0,7 cm/j et 9,2 cm/j) selonla profondeur) et de la dispersion, le taux de restitution du tritium passantde 99 % au bout de 5 jours, à 58 % au bout de 56 jours.
A l'issue de cette étude, il apparaît que la fixation des cations,dès les premiers centimètres du profil, semble être importante, confirmantainsi le rôle déterminant de barrière, dans les conditions expérimentalesdécrites, de la zone non saturée qui assure la protection de la qualité deseaux dans les nappes sous-jacentes.
SOMMAIRE
AVANT-PROPOS
CHAPITRE I
INTRODUCTION 1
I - RAPPELS THEORIQUES SUR L'EAU DANS LE SOL NON SATURE 2
1.1 - LES PRINCIPAUX PARAMETRES DE LA PHASE SOLIDE 2
1.1.1 - La porosité 2
1.1.2 - L'humidité volumique 2
1.1.3 - L'humidité pondérale 3
1.1.4 - La masse volumique apparente 3
1.2 - LA MATRICE ET SES CARACTERES 4
1.2.1 - La texture 4
1.2.2 - La structure 4
1.2.3 - La surface spécifique 4
1.2.4 - La minéralogie 6
1.3 - L1 EAU DANS LE SOL 6
1.3.1 - L'état énergétique de l'eau 7
1.3.1.1 - Le potentiel gravitationnel $ 7
1.3.1.2 - Le potentiel matriciel è (ou poten-P
tie! de pression ou charge matricielle
HP 9
1.3.1.3 - Le potentiel osmotique 91.3.1.4 - Le potentiel total <f>. 10
II - LES MOUVEMENTS D1 EAU DANS LE SOL 10
II. 2 - LES METHODES DE MESURE DE LA CHARGE HYDRAULIQUE H ET DE
LA TENEUR EN EAU VOLUMIQUE 6 12
11.2.1 - La mesure de la charge hydraulique H 12
11.2.1.1 - Principe 12
11.2.1.2 - Caractéristiques 12
11.2.1.3 - Limite et critique des mesures 13
11.2.2 - L'humidimétrie neutronique • 14
11.2.2.1 - Principe 14
11.2.2.2 - Etalonnage 15
11.2.2.3 - Intérêt et limites de la méthode
neutronique 16
II.3 - DETERMINATION DES PARAMETRES HYDRODYNAMIQUES ... 1611.3.1 - La relation V (0) 16
11.3.2 - La relation K (0) 18
11.3.3 - La diffusivité 20
11.3.4 - Passage de l'échelle macroscopique à
1'échelle microscopique 20
III - LE COMPORTEMENT DES SOLUTES 20111.1 - TRANSFERT DE SOLUTE SANS INTERACTION AVEC LA MATRICE. 21
111.1.1 - Transfert par convection 21
111.1.2 - Les phénomènes de dispersion 21
111.1.3 - La diffusion moléculaire 22
111.1.4 - Les équations de la dispersion 22
111.2 - INTERACTIONS ENTRE SOLUTE ET MATRICE 23111.2.1 - Les interactions entre soluté et matrice
poreuse 23
111.2.1.1 - La filtration 23
111.2.1.2 - L1adsorption physique 23
111.2.1.3 - L1adsorption chimique 23
111.2.1.4 - Les isothermes de fixation .... 24
111.2.1.5 - Les échanges d'ions 24
111.2.1.6 - La précipitation colloïdale ... 24
111.2.2 - Interaction mutuelle des substances en
solution 24
111.2.3 - Interaction avec la biomasse 25
111.3 - MODELES MATHEMATIQUES DE PROPAGATION UNIDIRECTIONNELLE
DE SOLUTES EN MILIEU POREUX 25
111.4 - EXPRESSION GENERALE DU TRANSFERT DE SOLUTE DANS LA
ZONE NON SATUREE 27
IV - LE TRAÇAGE DE L1 EAU 27
IV. 1 - LES TRACEURS CHIMIQUES 28
IV. 1.1 - Le comportement des ions dans l'eau 28
IV.1.1.1 - Le potentiel ionique 28
IV. 1.1.2 - L'hydratation des ions 29
IV.1.2 - Le comportement des ions dans le milieu poreux. 29
IV. 2 - LES TRACEURS ISOTOPIQUES 29
IV. 3 - LE MULTITRAÇAGE 31
IV. 4 - PRELEVEMENT DE LA SOLUTION DU SOL 32
CONCLUSION 33
CHAPITRE II
INTRODUCTION 35
A - MOYENS D'INVESTIGATION DU SITE EXPERIMENTAL DE LA SOURCE-ORLEANS 36
A. 1 - PRESENTATION DU SITE 36A.2 - MESURE DES PARAMETRES PHYSIQUES SUR LE SITE EXPERIMENTAL. 36
A.2a - La pluviométrie 36
A.2b - La tensiométrie 42
A.2c - L'humidimétrie neutronique 42
A.2d - Synthèse des données hydrodynamiques par le pro-
gramme "MESUR-BRGM" 44
B - LE TRAÇAGE 51B. 1 - LE TRAÇAGE SALIN 52
B. la - Le choix des traceurs 52
B.lb - Mode d'aspersion 52
B.lc - Mode et rythme de prélèvement 52
B. 2 - LE TRAÇAGE ISOTOPIQUE 53B.2a - Equipement spécial du site 53
B.2b - Mode d1 injection 53
B.2c - Quantité injectée 53
B.2d - Mode et rythme de prélèvement 53
B.3 - LES TECHNIQUES D'ANALYSE 54B.3a - Techniques d'analyse pour le traçage salin 54
B.3b - Technique d1 analyse du tritium 54
C - RESULTATS ET INTERPRETATIONS 54C l - RESTITUTION DES CATIONS 56
C.la - Le lithium 56
C. lb - Le sodium 58
C. le - Le potassium 60
C.ld - Le nickel '.* 60
C. le - Le cobalt 63
C. If - Le plomb 65
C.lg - Le rubidium et le césium 67
C.lh - L'iode 67
C. 2 - RESTITUTION DU TRITIUM 67
CONCLUSION GENERALE 79
BIBLIOGRAPHIE 81
TABLE DES SYMBOLES UTILISES 88
CHAPITRE I
INTRODUCTION
La zone non saturée est la partie du sol constituée de la zone d'éva-
potranspiration, et la zone de transition située au-dessus de la frange capil-
laire, où la pression de l'eau est inférieure à la pression atmosphérique. Pour
1'hydrogéologue, cette zone représente le relai entre la surface du sol et celle
de la nappe (zone saturée). Aussi est-il important de pouvoir déterminer la
quantité d'eau, issue de l'infiltration qui alimente l'aquifère après reprise
par évapotranspiration, ainsi que la migration et l'évolution des substances
minérales et organiques qui sont à 1'origine de la pollution des eaux souter-
raines .
Il en résulte qu'il faut considérer un bilan hydrique et un bilan
hydrochimique, voire hydrobiologique.
Pour étudier ces bilans, deux types de méthodes complémentaires peu-
vent être envisagées :
- une méthode hydrodynamique (directe),
- une méthode hydrochimique (indirecte).
La première méthode consiste à étudier le gradient de potentiel régis-
sant le mouvement de l'eau par l'intermédiaire de tensiomètres et à déterminer
les profils hydriques, soit par des mesures sur le terrain à l'aide d'humidimè-
tre neutroniques, soit par des mesures en laboratoire de la teneur en eau d'é-
chantillons prélevés et non remaniés.
La seconde, géochimique, analyse la cinétique de l'eau par traçage de
sa molécule. Ce traçage peut concerner les teneurs soit en ions ou en substances
dissoutes, soit en isotopes stables ou radioactifs.
Dans les paragraphes qui vont suivre, les différents paramètres à
évaluer seront étudiés, mais il ne sera pas dressé ici un exposé exhaustif des
méthodes d'étude du milieu non-saturé. Aussi souligne-t-on qu'il ne s'agit que
d'une synthèse. Pour plus de détails, le lecteur est invité à consulter, entre
autres, les ouvrages des auteurs suivants : HILLEL, NIELSEN, VACHAUD, GAUDET,
SAUTY, LALLEMAND-BARRES, BONNET, ARANYOSSY, dont les références figurent dans la
bibliographie.
- 2 -
I - RAPPELS THEORIQUES SUR L'EAU DANS LE SOL NON SATURE
La zone non saturée se caractérise par la coexistence de trois pha-
ses :
- une phase solide représentée par la matrice poreuse,
- une phase liquide constituée par l'eau et ses solutés (à noter,
que contrairement aux pétroliers, on ne considère ici qu'une
seule phase liquide),
- une phase gazeuse avec l'air et la vapeur d'eau.
Nous allons définir successivement les principaux paramètres des
phases solide et liquide.
1.1 - LES PRINCIPAUX PARAMETRES DE LA PHASE SOLIDE
1.1.1 - La porosité
Pour cela, situons nous à l'échelle d'un Volume Elémentaire Représen-
tatif (V.E..R. ; BEAR, 1972) du volume total V_, de masse totale M , découpé
schématiquement en trois tranches horizontales : la phase gazeuse de volume V ,
la phase liquide de volume V et de masse M , la phase solide de volume V et de
masse M . On définit alors la porosité totale n comme le rapport du volume desS
vides sur le volume total, soit :
V + Va u)
n = ^
n (sans dimension) est exprimé généralement en pourcentage (n x 100). A signa-
ler, toutefois, qu'il existe plusieurs types de porosités (cinématique, close,
efficace, d'interstice, ouverte,...) qui sont rassemblés dans le très complet
dictionnaire français d'Hydrogéologie (CASTANY, MARGAT, 1977).
1.1.2 - L'humidité volumique
L'humidité volumique 6 ou teneur en eau volumique se définit par un
rapport sans dimension
V8 = —
- 3 -
8s'exprime en cm3/cni3 ou en pourcentage (8 x 100). Sa mesure, pour un sol, est
réalisée à partir soit des données d'humidimétrie neutronique in situ, soit des
mesures, en laboratoire, d'humidité pondérale et de masse volumique apparente
(cf. ci-dessous).
1.1.3 - L'humidité pondérale
L'humidité pondérale W ou teneur en eau pondérale est le rapportMrr- de la masse d'eau à la masse totale. C'est une valeur sans dimension expri-
mée elle ausi le plus souvent en pourcentage. Sa détermination, par méthode
gravimétrique, conduit à une sensible imprécision dans le cas de minéraux où
l'eau de constitution joue un rôle important (argiles, gypse).
1.1.4 - La masse volumique apparente
La masse volumique apparente (ou densité apparente humide) est leMtrapport de la masse totale d'un échantillon à son volume, soit ==- , exprimée en
g/cm3. Pour que sa détermination en laboratoire soit précise, il faut que la
structure de l'échantillon ne soit pas remaniée. Toutefois, KÜHN (1967) décrit
une méthode gammamétrique in situ permettant son estimation directe. A rappeler
au passage les notions de masses volumiques apparentes pt, apparentes à l'état
sec pb, sèche ps.
masse de 1'échantillon humide~ Volume apparent de l'échantillon (1)
fe _ masse de l'échantillon sec (à 105°C)~ volume apparent de 1'échantillon
_ masse de l'échantillon sec (à 105°C)volume des grains (1)
(1) Le volume apparent de l'échantillon représente son volume total (pores +grains) et varie selon l'arrangement structural des grains constituant lamatrice. Le volume des grains est obtenu par différence entre le volume d'unrécipient (picnomètre) dans lequel est introduit l'échantillon, et le volumedu liquide (eau) achevant le remplissage du pictomètre.
1.2 - LA MATRICE ET SES CARACTERES
1.2.1 - La texture
La texture d'un sol est caractérisée par la taille des grains consti-
tutifs. Classiquement, les limites des diamètres des grains correspondant à la
terminologie employée en granulométrie sont les suivants :
Cailloux Graviers Gros sable Sable fin Limon Argile
0 en mm
en pm
Module AFNOR
20
2.'l04
44
2
2!.1O3I
34
0,2 20.10 3 2.10 s
I I I200 20 224 14
* Classification d'Atterberg (1905) adoptée par le laboratoire central des Ponts
et Chaussées.
1.2.2 - La structure
C'est un critère défini par l'arrangement des particules solides entre
elles. Les pédologues distinguent trois catégories :
- une structure à particules isolées,
- une structure massive,
- une structure en agrégats.
Ces distinctions sont en fait très théoriques, car dans la pratique,
de nombreuses combinaisons sont possibles du fait de l'hétérogénéité des ter-
rains.
1.2-3 - La surface spécifique
C'est le rapport A de la surface totale A des particules par unitéDQ S
de masse.
A = —m M
PARAMETRES
Porosité
Porosité totale
masse volumiqueà 1 ! état sec.
masse volumique
apparente à l'étatsi5.
masse volumique
apparente.
Humidité ou teneur
en eau pondérale
Humidité ou teneuren eau volumique
Degré de satura-tion
SYMBOLES
n (Castany)
f (Hillel)p (Hénin)
Ps
pb
Pt
U)
9P
G_
©s
DEFINITIONS
Volume des vides
Volume totalx 100
Masse du solide
Volume solide
Masse du solide
Volume total
Masse totale
Volume total
Masse d'eau
Masse totale
Volume d'eauv1nn
Volume total
Volume d'eau ..,,,»,
Volume des vides
DIMENSIONUNITES
L3 . L"3
oupourcents
M . L~3
g/cm
M . L"3
g/cm
M . L-3
g/cm'
pourcents
L3 . L-3ou
pourcents
pourcents
VALEURS HABITUELLES
0,3< » < 0,6
30 % à 60 %
2,6 à 2,7
g/cm
1,1 à 1,6 g/cm3
argile sables
Dépend de p_ et deS
l'humidité
25 % â 60 %
0 < 0 < 50 %
0 < 0s < 100 7.
MOYENS D'OBTENTION
- Porosimètres
- Indirectement à partir descourbes granulométriques
- à partir de la densité àl'état sec
- gravimétrie - dessica-
tion â 105°
- gravimétrie - dessica-
tion à 105°
- prélèvement non remanié
- gravimétrie
- prélèvements- gravimétrie
- gravimétrie : 9 ^^.w..- sonde neutron
- â partir de 0 et n0 = 0/ns
TableauI«1. : PaYamcítaA 6ondanc.nta.ux du dol-'non
(d'après J.F.ARANYOSSY) (1978)
- 6 -
Elle dépend donc de la taille et de la forme des particules. Comme
ordre de grandeur, on donne deux exemples : pour un sable A < 1 m2/g ; pour une
argile 10 m2/g < A < 1 000 m2/g. C'est une donnée essentielle pour interpréter
les phénomènes d1adsorption et d'échanges régis par les surfaces de contact
entre les phases liquide d'une part, et solide ou gazeuse d'autre part.
1.2.4 - La minéralogie
La nature minéralogique et chimique de la matrice poreuse reste en
dernier ressort le facteur prédominant des propriétés physico-chimiques de la
matrice dans la mesure où elle détermine 1'ordre de grandeur des autres para-
mètres pré-cités. L'exemple du groupe de phyllosilicates révèle, avec leur
structure orientée en feuillets ainsi qu'avec leur texture fine, une surface
spécifique très élevée.
1.3 - L'EAU DANS LE SOL
L'eau possède des propriétés physiques et chimiques remarquables. A ce
sujet, on se reportera aux chapitres de synthèse correspondants de HILLEL (1971)
ou BONNET (1978). On insistera davantage dans cette partie sur son rôle de vec-
teur et, à ce titre, il nous semble nécessaire de préciser un point. S'il est
vrai qu'en première approche, on peut distinguer les eaux "mobiles" des "eaux
immobiles", il n'apparaît pas souhaitable de continuer à classer l'eau en types
tels que l'eau gravitaire, capillaire, pelliculaire, hygroscopique, pendulaire,
funiculaire, eau de constitution, eau de pores en cul de sac, ... En effet,
selon les auteurs :
- les types d'eau ne sont pas les mêmes (ce problème n'est d'ailleurs
pas spécifiquement français, car les chercheurs anglo-saxons ont les
mêmes difficultés à standardiser leur vocabulaire).
- les frontières entre ces catégories ne sont pas identiques ; c'est là
une source de confusion que DEGALLIER évoquait déjà en 1969 et expli-
quait par les origines diverses des chercheurs travaillant sur le
sujet.
- leur identification varie avec les énergies mises en jeu pour leur
extraction en laboratoire.
- 7 -
C'est pourquoi, l'eau de la zone non saturée sera caractérisée par son
état énergétique.
Néanmoins, dans un souci de clarté, le tableau 1.2 synthétise la
correspondance entre les types d'eau dits "classiques" et leur état énergétique
défini ci-après.
1.3.1 - L'état énergétique de 1'eau
Les mouvements de 1'eau dans un sol poreux étant très lents, 1'énergie
cinétique (proportionnelle au carré de la vitesse) peut être considérée comme
négligeable. C'est donc l'énergie potentielle qui caractérise l'état énergétique
de l'eau. Elle se définit par rapport à un état de référence situé à une cote
donnée -en zone non saturée, la cote de référence est prise à la surface du
sol-.
Le potentiel de l'eau sol, somme des potentiels gravitationnel, matri-
ciel et osmotique, peut s'exprimer en énergie par unité de masse, par unité de
volume ou par unité de poids. On peut donc exprimer une pression hydrostatique
par une charge hydraulique qui représente la hauteur d'une colonne de liquide
correspondant à la pression donnée (une pression de une atmosphère est équiva-
lente à une charge hydraulique de 1 033 cm d'eau ou 76 cm de mercure). Les
symboles généralement admis pour exprimer le potentiel d'eau sont <J> en terme
d'énergie par unité de masse, P en terme de pression et H la charge.
d> = — ; H = = ^ avec p la masse volumique de l'eau
Pu, Pu,* *
1.3.1.1 - Le_potentiel_grayitatignne] *
Pour élever une masse d'eau M à une altitude Z au-dessus du niveau de
référence, il faut fournir une énergie Eg. D'où :
4> = MgZ g : accélération de la pesanteur
Soit, sous forme de charge gravitationnelle Hg :
Hg = -?- = Z (2)
ÉTATS CARACTERISTIQUES
DU SOL'TYPES D'EAU1' Pf
FORCES PRINCIPALES
MISES EN JEU
P
bars
DIAMETRE DE
PORE(théorique)
MOYENS POUR
LIBÉRER L1 EAU
Capacité maxima Of n( total capacity )
Capacité au champ( field capacity )
eau gravitaire
à écoulement rapide
â écoulement lent
Capacité de rétention
•f retentive capacity)
"zone de rupture
du lien capillaire"
Point de flétrissementtemporaire
Point de flétrissement
permanent
Hygrospicité
oAutí0»U
MUM
ai
mai
sol sec
eau
capillaire
I
22,5
2,7
3,5
<u
ai
,2
pelliculaire
hygroscopique
eau de
constitution
gravité
0,1
0,5
tension
superficielle
adsorption
forcesélectrostatique
attraction
moléculaire
liaisons
chimiques
10
15
10000
30 u
8 u
3 u
0,2 v
0,06
gravité
dépression
centrif ugation
It)
U, »JoH
<Di—l
•1-4
«JCD
01
Ci
chauffage
TableauI .2. : Rccqp¿tatatt¿ du fltúncÁpaux "typte d'zau" oX de iduA Zbout &ne.\gÇ.tiqu<L
d'aprè3 J.F.ARANYOSSY.
- 9 -
1.3.1.2 - LfBotent2e2matr;2Ç2e24)
Il est la résultante des forces capillaires et des forces d'adsorption
dues à la matrice poreuse et à la polarisation des molécules d'eau. La pression
de référence étant la pression atmosphérique P , le potentiel matriciel est
positif quand l'eau du sol est à une pression supérieure à P . Si elle est à une
pression inférieure à P , il devient négatif.
Dans la zone non saturée, H est négatif. On introduit alors le terme
de succion i|) tel que :
P - Pt|> = - H (en cm d'eau) H = — = h (3)
P P Pw -8
avec P : pression de l'eau du sol
La succion est alors une grandeur positive. Pour éviter le maniement
de nombres trop grands, SCHOFIELD (1935) a introduit le pf comme le logarithme
décimal de la succion exprimée en cm d'eau :
pf = 1 •* succion de 10 cm d'eau •*- I(J = + 10 cm d'eau *• h = - 10 cm d'eau
pf = 3 •* succion de 1000 cm d'eau •*• i|> = + 1000 cm d'eau *• h = - 1000 cm d'eau
1.3.1.3 - JLe^goteritiel.osmgtigue -
La pression osmotique P est due à des différences de concentration enS
soluté
K. : constante de Bolzman
P = K.T.C T : température absolue (4)
C : concentration de la solutionS
Pour des solutions peu concentrées et sur sol nu (sans interaction
entre sol et racines des plantes), le terme de pression osmotique est négligea-
ble devant les autres termes pré-cités.
Xa succion n'est pas positive pour tous les auteurs. Quand ce terme de succionest rencontré, il convient alors de s'assurer de la convention de signeadoptée.
- 10 -
1.3.1.4 - Le_gotentiel_tgtal_<|>,
On l'exprime de préférence sous forme de charge hydraulique H, somme
de la charge gravitationnelle H et de la charge matricielle H ou h .
H = Hg + Hp (5)
d'après (2) et (3) et avec l'axe des z orienté positivement vers le bas, (5)
devient :
H = h - z * - tj> - z (6)
La représentation graphique des profils de charge (Fig. II.3.2.t>) per-
met de visualiser le sens de l'écoulement de l'eau dont les mécanismes sont étu-
diés dans le chapitre suivant.
Il - LES MOUVEMENTS D'EAU DANS LE SOL
La différence de potentiel (ou de charge) entre deux altitudes est le
moteur du mouvement de l'eau. Si l'on considère un écoulement isotherme, sans
variation de propriétés physiques de l'eau et si l'on néglige l'effet de dépla-
cement de l'air, la loi de Darcy, suivant l'axe vertical, s'écrit :
« - - * g "'avec : q : "débit unitaire" ou débit à travers une section unitaire de la
matrice
K : coefficient de perméabilité de Darcy
g- : gradient de charge.
En milieu saturé, on se borne généralement à :
Q = K.A. |5 (8)
avec : Q : débit
A : section transversale de la colonne où l'eau percole
AH : variation de charge hydraulique dans la colonne
L : hauteur de la colonne.
La loi de Darcy conduit donc à la notion de "vitesse de filtration" ou
vitesse de Darcy V (V = ¿)• En fait, si l'on admet d'une part que, l'eau ne cir-
cule qu'à travers l'espace laissé libre entre les grains, d'autre part qu'une
partie de cet espace est occupé par "l'eau immobile", il faut introduire la
porosité cinétique ne qui permet de définir la "vitesse effective" ou vitesse
réelle v (SAUTY, 1977) comme la relation entre la vitesse de Darcy et la section
utile réellement traversée par le fluide :
v = V/nc
La porosité cinétique n , définie comme le rapport entre le volume
d'"eau mobile" et le volume total d'eau présent dans le Volume Elémentaire de
Référence (V.E.R., cf. 1.1.1), correspond donc à la section utile précédemment
citée. Toutefois, la porosité cinématique, quotient entre 2 vitesses, est proche
de la porosité efficace, quotient entre 2 volumes, mais ne doit pas lui être
assimilée (CASTANY - MARGAT, 1977).
Dans la zone non saturée, on a H = - t|> - z ; De plus, les paramètres
hydrodynamiques dépendent fortement de la teneur en eau 6. La loi de Darcy
s'écrit alors :
q = - K ce) [a (-f z
( 6 ) ) - i] (9)
avec pour hypothèses :
- un écoulement unidirectionnel vertical
- un écoulement isotherme
- la continuité des pressions
- la phase gazeuse à la pression atmosphérique.
En écoulement transitoire, la variation de teneur en eau dans le
V.E.R. doit être égale à la variation de débit entre l'entrée et la sortie du
système. Autrement dit :
i - - If C1O)
La combinaison des équations (9) et (10) aboutit à l'équation dite de
Richards (1939)
Ëâ - 8 rT: fn-| 9 (-» ( 6 ) ) il Cil)
- 12 -
La résolution de cette équation nécessite la connaissance des rela-
tions K (6) et 4> (6), encore appelées paramètres hydrodynamiques du terrains,
étudiés en II.3.
II.2 - LES METHODES DE MESURE DE LA CHARGE HYDRAULIQUE H ET DE LA TENEUREN EAU VOLUMIQUE 6
II.2.1 - La mesure de la charge hydraulique H
II.2.1.1 - Prineige
l'eau du sol est mise en relation avec l'eau contenue à l'intérieur
d'une céramique poreuse. Le système est relié, par l'intermédiaire d'une canne
de tensiomètre et d'un tube capillaire, à un manomètre à mercure.
eau
capi.ij.eire
tensiométrique
cellule poreuse
Fig.II.2,
II.2.1.2 - Carácteristigues
b est la remontée de mercure dans le tube capil-
laire (exprimée en cm).
Au niveau de l'interface eau-mercure, la pression
est la même dans l'eau et dans le mercure -Soit
P.-La répartition de pression est hydrostatique
dans la colonne entre A et E, mais aussi entre A
et B. On peut donc écrire :
entre A et E, dans l'eau : Pr = P.+P,,,g (b+7+2) (12)
X. A LU
entre A et B, dans le mercure : P- - P.+p_ .g.b (13)D A Hg
avec p et p„ respectivement les masses volumi-
ques de l'eau et du mercure.
De plus P_ = P (pression atmosphérique).a 0
Soit, en éliminant P de (12) et (13)
PE « (Po - Pfigg.b) + P̂ -g (b + y + 2)o Pfig
" PEn E, on a PE = P^ avec Hp = h = g
(14)
(3)
- 13 -
ce qui signifie que la pression de l'eau dans le sol P est la même à l'inté-
rieur qu'à l'extérieur de la céramique poreuse. L'expression (14) devient :
h.p.g + P = P - g.b (pTT - p ) + p.g(y + z)rui o o Hg u) tu
Soit avec p„ =13,6 g/cm3 et p = 1 g/cm3 :
h = - 1 2 , 6 b + y + z
En introduisant la charge hydraulique H = h - z (6), on obtient :
H = - 12,6 + y (15)
Deux simplifications de cette expression peuvent être apportées :
- si l'on utilise une échelle graduée de manière adéquate, alors une
variation de 1 cm de mercure sera équivalente à une variation de
12,6 cm d'eau. Par exemple, une remontée de 8 cm de mercure indiquera
une variation de charge (en cm d'eau) de :
- (8 x 12,6) # - 100 cm d'eau
- le zéro de l'échelle est fixé à une hauteur A au-dessus du niveau de
mercure dans le réservoir, telle que : A = -Z ¿-
Ainsi, obtient-on directement, au signe près sur l'échelle de mesure,
la valeur de la charge hydraulique pour 1'importe quel tensiomètre.
II.2.1.3 - Limite_et_çrjtjgue_des_mesures
Le rôle de la céramique poreuse, en tant que capteur de pression,
n'est pas parfaitement neutre. Une variation de pression entraîne toujours le
passage d'un certain volume d'eau à travers la bougie. La sensibilité S est
alors définie comme le rapport —£• de la variation de succion sur la variation de
volume correspondante. La conductance K' représente la quantité d'eau passant
par unité de temps pour une variation unitaire de pression :
K : perméabilité de la paroi de la bougie
A : surface de la paroi
e : épaisseur de la paroi
A P
K' = K — A : surface de la paroi
- 14 -
Le temps de réponse t de la cellule poreuse est inversement propor-
tionnel à sa sensibilité et à sa conductance. Soit :
(16>
D'un point de vue critique, même en utilisant une eau distillée et
bouillie (dégazée), on constate qu'il faut souvent purger le système (porosité
des bouchons, prise d'air à différents niveaux) et l'erreur absolue peut être
raisonnablement estimée à 6 %.
Dans la pratique, on peut observer, malgré un montage et une utilisa-
tion très aisés, que le tensiomètre à manomètre offre une gamme de pression
inférieure, théoriquement à 1,013 bar (mesure du vide partiel par rapport à la
pression atmosphérique) et pratiquement à 0,85 bar compte tenu de la pression
d'entrée d'air de la céramique et de la tension de l'interface eau-mercure.
Pour mémoire, à des dépressions comprises entre 1 bar et 50 bars, on
utilise le psychomètre à effet Peltier (MOUTONNET, 1978).
II.2.2 - L'humidimétrie neutronique
II.2.2.1 - Prineige
Une source radio-active (Americium-BéryIlium (50 m Cies)) émet des
neutrons rapides suivant le processus suivant :
Am • 4a . ; 4a + 9B •*- 12C + 1n + y Mev2 2 4 e 6 0
Ces derniers perdent leur énergie cinétique par collisions successives
avec les atomes d'hydrogène qui ont la même masse que les neutrons. Un compteur,
relié au détecteur de neutrons lents situé à côté de la source de neutrons
rapides, mesure le flux des neutrons lents dispersés par le sol. Le ralentisse-
ment des neutrons rapides par le sol est proportionnel à la teneur en hydrogène
du terrain, donc, en première approche (on néglige donc les atomes d'hydrogène
de constitution des minéraux et des matières organiques), proportionnel à l'hu-
midité du sol.
- 15 -
U.Z.2.2 - Etalonnage
Pour relier la teneur en eau volumique 6 à un comptage N donné par la
sonde, il faut connaître la relation 6 = f (N). D'où la nécessité de déterminer
la courbe d'étalonnage de la sonde utilisée. C'est la difficulté majeure pour
l'utilisation des sondes neutroniques sur le terrain. Deux méthodes sont utili-
sées régulièrement.
a) La méthode gravimétrique
Les échantillons prélevés dès la mise en place du tube de sonde per-
mettent d'obtenir les valeurs d'humidité pondérale à différents niveaux choisis
du profil.
Si l'on mesure également la densité apparente, soit par prélèvements
de carottes non remaniées, soit avec une sonde gammamétrique (le plus souvent
couplée à la sonde neutronique) préalablement étalonnée en laboratoire, on peut
alors relier directement le nombre de coups N comptés par la sonde aux humidités
volumiques (NORMAND, 1973, CHRISIENSEN, 1974, PEIROLO, 1979).
b) La méthode chimique
La méthode, mise au point par COUCHAT en 1967, est fondée sur le fait
que la réponse de 1 ' humidimètre a neutrons est influencée par la teneur en eau
volumique 6 et par la masse volumique apparente sèche p, , facteur englobant
d'autres paramètres tels que la section efficace d*adsorption liée à la présence
d'éléments en traces et la sections efficace de diffusion liée à la nature et à
la teneur en argiles.
L'équation d'étalonnage est de la forme :
N = (a pb + ß) 6 + y pb + 8 (17)
a> ß> ï> 9 étant des constantes définis par la composition chimique et pour un
type de sonde donné.
On a ainsi, pour chaque couche du site, une droite du type
N = A 6 + B.
A et B étant des constantes pour cette couche.
- 16 -
II est à signaler, qu'entre les deux méthodes peuvent apparaître des
différences sensibles. D'après SAUTER (communication personnelle), on peut
trouver jusqu'à 38 % d'écart entre les pentes des deux droites d'étalonnage, ce
qui pose le problème de la validité du calcul précis des stocks d'eau.
II.2.2.3 - Intgr|ti_et_]imites-de_Ja_méthode_neytronjgue
I'avantage principale de la mesure de 6 par sonde neutronique est
d'être une méthode non destructrice et répétitive. De plus, les mesures, une
fois le site équipé, sont rapides. Mais elle introduit une imprécision (suresti-
mation) lorsqu'un front d'humectation apparaît, ceci en raison du fait que les
mesures neutroniques intègrent un volume compris entre 20 et 40 cm de diamètre
-pour 5 % < 6 < 40 % (LALLEMAND-BARRES, 1977)- et peuvent surestimer la vitesse
d'avancée du front d'infiltration.
Le problème est identique pour les mesures au voisinage de couches à
capacité de rétention très différentes. Enfin, il faut aussi tenir compte de
l'erreur due à la dérive de l'électronique et aux fluctuations statistiques du
nombre d'impulsions recueillies.
II.3 - DETERMINATION DES PARAMETRES HYDRODYNAMIQUES
II.3.1 - La relation i\> (6)
Cette fonction est mesurée expérimentalement et représentée graphique-
ment. On l'appelle courbe de rétention de l'humidité (ou courbe de pJ quand elle
est représentée sur échelle semi-logarithmique).
Mais la relation 4» (6) n'est pas univoque. Elle peut être obtenue en
désorption (ressuyage) ou en sorption (humidification). Pour une valeur donnée
de »|>, la valeur de 6 est plus grande en désorption qu'en sorption. C'est la
manifestation du phénomène d'hystérésis du peut être expliqué par la non-unifor-
mité des pores, par l'absence possible de communi cation entre eux, par l'hysté-
résis de l'angle de contact eau-solide, par l'air piégé dans les pores.
Pour décrire les variations de »j/ en fonction de 6, plusieurs équations
empiriques ont été proposées.
- 17 -
6fcs. 6
Fig.II.3.1.
Représentation du phénomène d'hystérésis dans le relationH'Câ).
VISSER (1966) a donné i|< = - " — — où UJ est la porosité et a, b, c,6e
des constantes.
GARDNER et al. (1970) ont proposé une équation plus simple dont les
constantes a et b sont plus aisées à calculer : 4» = a 6
Mais aucune de ces deux équations ne rend compte de l'ensemble des
phénomunes observés in situ. De plus, sur les courbes ci-dessous, apparaît
eSol arpieux
Sol sableux
Teneur en eau Teneur en eau
(a) :ln{¡lutnc.z dt ¿a. tzxXuAt (b) ..-.In^lmzyice. .de ta. ¿£IU.C£UA.L
•Fig.II-3a et b.d'après HILLEL(19743 in LALLEMAND-BARRESCi9775
- 18 -
l'influence de la structure et de la texture sur la relation teneur en eau-suc-
cion pour différents sols.
II.3.2 - La relation K (6)
Là aussi, il n'existe pas d'équations vraiment satisfaisantes fondées
sur les paramètres du sol qui relient la perméabilité (ou conductivité hydrauli-
que) à la teneur eau volumique. La relation K (6) doit donc être déterminée
expérimentalement. Elle est toutefois moins affectée que iff (6) par les phénomè-
nes d'hystérésis.
Les méthodes qui conduisent à sa détermination se classent en deux
groupes :
- les mesures en laboratoire de la vitesse d'égouttage d'échantillon
placé sur plaque poreuse soumise à une dépression (GARDNER, 1956 ;
RICHARDS, 1952).
- les méthodes, soit de laboratoire, soit de terrain, où l'on mesure
d'une part les gradients de potentiel, d'autre part la teneur en eau
volumique et la variation de stock d'eau.
* au laboratoire, ces mesures sont effectuées sur échantillons non
remaniés.
* sur le terrain, on peut utiliser soit la méthode de drainage
interne (ou méthode de HILLEL-GARDNER), soit la méthode du plan
de flux nul (ou méthode de DAIAN-VACHAUD).
La méthode de drainage interne consiste à infiltrer une lame d'eau sur
un profil initial uniformément sec. Après disparition de la lame d'eau, la
surface du sol est recouverte de manière à éviter toute evaporation ; après
quoi, l'on suit l'évolution des profils de charges H(z) et les profils hydriques
6(z) pendant tout l'égouttage (VACHAUD, 1978).
Le flux à travers la surface du sol étant nul, toute variation de
stock entre la surface et un plan de côte z correspond au flux qui traverse la
section de côte z.
rz
A l'instant t : q = - ~ o u S = | 6.dz est le stock d'eau entre o et z.
-200 -100
- 19 -
0,] 0,2 0,3
en déduit K en reportant lesJTT
valeurs du gradient de charge -r- et
de q dans l'équation de Darcy (8) :
K = - q/f (18)
F ig. 113.2e : Ob¿eA.vcuUon ¿¿muJÜXanle. du pio^U. hydrique. o£ du pnD{,lL
de. change. - méXhode. du "dfiaJLna.2L
La méthode du plan de flux nul est employée dans des conditions natu-
relles. On détermine alors la position du "plan de flux nul" (profondeur àJTT
laquelle le gradient de charge -r- s'annule).
H e
'plan de fluxnul"
-A,
•As
Une variation de stock au-dessus de
ce plan correspond au stock d ' eau
evaporation repr.is par I1 evaporation. Elle sera
comptée négativement.
. ,., . Une variation en-dessous du planinfiltration r
correspond à l'infiltration effi-
cace. Elle sera comptée positive-
ment.
F ig. II. 3.2b. Méthode du plan de -Flux nul.
Il est à noter toutefois que ces méthodes supposent un écoulement
monodimensionnel, ce qui ne correspond pas toujours à la réalité (cf. II.3.4).
De plus, la corrélation entre les mesures d ' humidité obtenues par la sonde
neutronique et les mesures de charges obtenues grâce aux tensiomètres implique
le caractère homogène du terrain sondé par les deux appareils.
- 20 -
II.3.3 - La diffusivité
L'équation (11) de RICHARDS est le point de départ de nombreux modèles
simlant l'écoulement d'eau en milieu poreux non saturé. Si l'on appelle D(6) la
diffusivité avec :
D(6) = K (6) 1 ^ - (19)
alors l'équation de la diffusivité s'écrit :
i • h ™ ® - *& ™C'est cette équation qui est souvent utilisée pour les modélisations.
II.3.4 - Passage de l'échelle macroscopique à l'échelle microscopi-
que
Au cours de leur migration verticale, les molécules d'eau ne se dépla-
cent pas à une vitesse et selon une trajectoire constantes dans le temps et dans
l'espace. Le champ des vitesses, à l'échelle de la microporosité, n'est pas uni-
forme et leur distribution devient parabolique- II en résulte l'obligation de
prendre en considération la composante horizontale de la vitesse. C'est cette
hétérogénéité des vitesses de déplacement que l'on nomme dispersion cinématique,
hais ce n'est pas la seule cause du gradient de vitesse. La diffusion molécu-
laire (cf. III.1.3) en est une autre.
Pour apprécier macroscopiquement le phénomène, on peut suivre l'évolu-
tion du cheminement de l'eau marquée (chimiquement ou isotopiquement) et mettre
en évidence les décalages entre les vitesses, en fonction de la profondeur et du
temps. Encore faut-il pour cela que la substance qui marque l'eau ait un compor-
tement neutre vis-à-vis à la fois du solvant (eau ) et de la matrice poreuse
(absense de fixation). C'est ce que l'on détaille dans les paragraphes suivants.
Ill - LE COMPORTEMENT DES SOLUTES
L'eau métérorique, au contact d'un sol nu, se charge de substance en
solution (ou en suspension) qui proviennent soit de la roche encaissante par
* (eau pure et les sels naturels dissous).
- 21 -
dissolution ou échange d'ions avec celle-ci, soit du lessivage des produits
présents à la surface du sol. Il faut donc tenir compte de l'état et de la
migration des substances solubles pour l'étude des interactions eau-sol.
III.1 - TRANSFERT DE SOLUTE SANS INTERACTION AVEC LA MATRICE
III. 1.1 - Transfert par convection
à t à t+dt
x+dx . x
Si l'on suppose une injection ins-
tantanée d'un traceur à un instant
t en régime permanent, le transfert
par convection conduit à translater
le pic de concentration de x en
x + dx pour un temps dt égal à la
vitesse de transfert (effet piston
cf. II).Fig.III1.1 : Le. Viayi&ûzAX. paA cowzctLon
On obtient directement ainsi la vitesse intergranulaire (ou vitesse
réelle) :
v =x + dx - x _ dxt + dt - t dto o
En régime transitoire et en supposant que toute 1'eau du milieu poreux
participe à l'écoulement, on obtient le "débit massique" en introduisant dans
l'équation (10) un terme de concentration. L'équation du mouvement des solutés
par convection s'écrit alors :
3 (c.e) 3 (q.6)3t " " 3z
III.1.2 - Les phénomènes de dispersion
(21)
Le concept de convection est
avant tout théorique. Il repré-
sente le cas limite d'un écou-
lement sans dispersion cinéma-
tique . Cette dernière s'aj oute
toujours à la simple convec-
tion (une représentation en
est donnée fig. III.1.2).
:ig.III.i .2 : pan. d¿&p£A¿¿on
- 22 -
BOAST (1973) attribue la dispersion cinématique aux effets conjugués
de 3 facteurs : la distribution des vitesses à l'intérieur des pores ; la sec-
tion variable des vides ; la fluctuation de la direction d'écoulement dans le
temps.
On peut en ajouter un quatrième : la tortuosité des trajectoires. Elle
a pour effet principal d'amortir la courbe de restitution du traceur, la masse
de soluté dans la phase liquide restant constante mais son volume augmente avec
la distance parcourue.
III.1.3- - La diffusion moléculaire
Ce phénomène est dû à l'agitation moléculaire. Dans un liquide au
repos, la diffusion moléculaire tend à uniformiser la concentration en soluté en
provoquant les transferts de masse des zones les plus concentrées vers les zones
les moins concentrées. Ce transfert est proportionnel à la différence de concen-
tration entre ces deux zones et inversement proportionnel à la distance qui les
sépare ; il est quantifié par la première loi de Fick comme suit :
Jz = - Do i ^
J est le flux massique, D le coefficient de diffusion moléculaire.
III.1.4 - Les équations de la dispersion
Si D est le coefficient de dispersion apparente (englobant la diffu-
sion moléculaire et la dispersion cinématique, indépendant de la concentration
en soluté) et si l'on considère que toute l'eau présente dans le milieu poreux
participe à l'écoulement, l'équation du transfert de soluté s'écrit :
terme dispersif terme convectif
Si l'on considère une fraction immobile de concentration C. , l'équaIffl
tion devient (GAUDET, 1978) :
- 23 -
3 (c e ) a (c. e. ) a . _ ac a o _ ac. a(c .q) ....m m im un _ S_ ,.6 B m 3_ ,6. D. im. m H (24)8i
avec 6 , 6 . les fractions d'eau mobile et immobile ; C la concentration de laJB IB) ID
phase mobile ; D et D. les coefficients de dispersion apparente des fractions
mobiles et immobiles.
III.2 - INTERACTIONS ENTRE SOLUTE ET MATRICE
MOLINARI (1976) les range en 3 classes :
- soluté - matrice poreuse
- soluté - autre soluté
- soluté - biomasse.
III.2.1 - Les interactions entre soluté et matrice poreuse
II1.2.1.1 - La_filtration
Ce phénomène physique, permettant le passage de solutés à travers le
milieu poreux, est lié au diamètre moyen des pores de la matrice et au rayon
hydraté (cf. IV.1.1.2) des ions en solution.
C'est un phénomène qui résulte des forces d'attraction et de répulsion
moléculaires existant entre les ions ou les molécules des différentes phases en
présence. Son intensité dépend de la surface spécifique. Les forces mises en jeu
sont des types Van der VAALS et électrostatique.
III.2.1.3 ~ L^adsgr¡)tion_chimigue
La limite entre adsorption physique et adsorption chimique (ou chimi-
sorption) est marquée par la force des liaisons (du type covalent pour la chimi-
sorption) et par un certain nombre de critères tels que : la cinétique de réac-
tion, la chaleur d'adsorption, la facilité de désorption (ROCHON, 1978).
- 24 -
111.2.1.4 - L§s_isothermes_de_fixatign
A l'issue d'une étude bibliographique détaillée, J. ROCHON (1978)
estime qu'il est difficile de faire la part entre 1'adsorption et l'échange
d'ion pour expliquer la rétention. Aussi préfère-t-il adopter le terme de fixa-
tion qu'il représente sous forme d'isothermes de fixation caractéristique du
pouvoir de rétention d'une substance en fonction d'un substrat donné.
La quantité fixée à l'équilibre par gramme de substrat C dépend de laS
quantité de substance en solution C, de la température T, de la nature de la
substance fixée et du solide. La relation (équation, de FREUNDLICH, pour les
concentrations faibles) qui définit l'isotherme de fixation est la suivante :
Cs = r C |, (25)
avec K' constante, Â + pB + n'A + p'B, À et B les substances sur le solide, A et
B les substances en solution ; n, p, n' et p' sont des coefficients.
111.2.1.5 - Les_éçhanges_d,Mons
Ils affectent principalement les argiles et quelques minéraux parti-
culiers comme, par exemple, les zeolites. C'est un vaste sujet d'études et l'on
se borne ici à en rappeler les caractéristiques fondamentales. En raison de la
structure cristalline de ces minéraux, certains atomes du réseau ont une cohé-
sion moins forte et, par conséquent, sont davantage susceptibles d'être échangés
avec d'autres atomes de taille et de charge équivalentes.
111.2.1.6 - La_BréçiBitatign_çol}oïdale
Elle a lieu surtout en présence de complexes argilo-humiques qui
favorisent la formation de gels par gonflements et confèrent ainsi au sol un
"pouvoir de rétention redoutable" (MOLINARI, 1976).
III.2.2 - Interaction mutuelle des substances en solution
Cette interaction se manifeste par :
- 25 -
- la précipitation chimique ou par la mise en solution, liées à la
solubilité des substances dans l'eau et régie par la loi d'action de
masse (constante d'action de masse K. (1).
- les phénomènes d'oxydo-réduction.
La mesure de la précipitation chimique peut éventuellement être faus-
sée si l'eau utilisée pour un traçage est déjà chargée naturellement en sels
minéraux. Cette eau induit ce que l'on appelle un effet de matrice (le terme de
matrice doit être pris ici au sens large car il s'agit du solvant) et l'on
évalue ainsi l'importance d'effectuer un "état zéro" (analyse chimique de l'eau
utilisée) avec le traçage.
III.2.3 - Interaction avec la biomasse
Dans la zone non saturée, la présence de matière organique, de sels
minéraux et d'air favorise la prolifération de micro-organismes (algues, champi-
gnons, bactéries). Ces substances peuvent être métabolisées par les organismes
pré-cités et se soustraire ainsi au bilan chimique.
III.3 - MODELES MATHEMATIQUES DE PROPAGATION UNIDIRECTIONNELLE DE
SOLUTES EN MILIEU POREUX
II n'est pas possible d'envisager l'établissement dans ce paragraphe,
d'un inventaire complet des différents modèles de propagation de fluides en
milieu poreux utilisés en hydrologie. Il ne sera donné ici qu'un résumé très
schématique des principaux modèles - le lecteur en trouvera un exposé détaillé
dans les ouvrages de ROCHON (1976) et BONNET (1978) -.
Néanmoins, il est souhaitable de rappeler les hypothèses simplifica-
trices, outre celles déjà formulées (cf. II), nécessaires pour la validité des
modèles :
- la phase gazeuse (en zone non saturée) est à pression constante,
- les variations de masse volumique et de viscosité de la solution en
fonction de la concentration en soluté sont négligeables.
(1) Si A et B sont deux ions solubles et AB leur composé insoluble avec
AB *• A + B, alors à l'équilibre :
KA -A - AB
- 26 -
1) Modèle à un garamètre : "Convectif disgersif" ou "Piston disgersif"
Aux hypothèses déjà citées s'ajoutent celles de la permanence du
régime, de la saturation du milieu et de l'inactivité totale du milieu poreux.
Ce modèle calcule la vitesse moyenne de migration de soluté à partir des valeurs
numériques relevées sur la courbe de restitution. L'ajustement se fait par
exploration des valeurs du coefficient de dispersion jusqu'à optimisation d'un
critère fondé sur la mesure de l'aire constituée par l'écart entre deux courbes.
L'inconvénient majeur de ce modèle est qu'il ne tient pas compte des
interactions entre la phase en mouvement et les zones stagnantes du fluide en la
matrice solide.
2) Modèle à_deux paramètres : "giston disgersif_avec échange_instantané"
II suppose l'instantanéité d'atteinte d'un équilibre de sorption
gouverné par une isotherme linéaire et réversible.
En pratique, cela revient à ajouter au modèle "piston dispersif" un
terme de retard ainsi que la pondération du coefficient de dispersion et de la
vitesse par la pente de l'isotherme linéaire réversible.
3) Modèle_à_3_garamètres_^_"giston_disgersif_aveç_échange"_et_"mélangeurs
- modèle "piston dispersif avec échange".
Ce modèle suppose que le transfert de masse est gouverné par une ciné-
tique de transfert et une isotherme linéaire.
- modèle "mélangeurs en cascade avec échange".
Ce modèle repose sur les mêmes hypothèses que précédemment mais l'é-
coulement axial est, dans ce cas, représenté par une cascade de cellules iden-
tiques en série contenant chacune les phases mobile et stationnaire supposées
dans un état uniforme à tout instant.
- 27 -
Il apparaît que, pour tous les modèles, le flux dû à la dispersion
cinématique est proportionnel au gradient de concentration. Il en résulte que le
coefficient de dispersion cinématique peut s'exprimer à l'aide d'une fonction
quasi-linéaire de la vitesse insterstitielle.
III.4 - EXPRESSION GENERALE DU TRANSFERT DE SOLUTE DANS LA ZONE NON SA-TUREE
Si on introduit dans l'expression (23) le terme C (concentrationS
volumique en soluté dans la phase solide) de fixation du soluté par la matrice,
on aboutit à l'expression générale du transfert par "piston dispersif".
9 C a a c a ac-= h (fVD f) + h ̂ ^It
variation du stock de soluté dispersion convection
(26)
IV - LE TRAÇAGE DE L'EAU
C'est par, entre autres méthodes, le traçage chimique que l'on peut
évaluer tant qualitativement que quantitativement l'infiltration efficace. Aussi
est-il souhaitable au préalable, de rappeler les qualités nécessaires du traceur
idéal de l'eau : il doit être très soluble dans l'eau ou se fixer sur la molé-
cule ; il n'est pas adsorbe par la matrice poreuse de même qu'il n'en modifie
pas les caractéristiques hydrodynamiques ; il ne change pas la cinétique de
l'eau ; il est chimiquement stable et ne précipite pas avec la solution du sol.
De plus, son analyse doit être aisée (prise d'eau peu importante en
volume, rapidité et coût non prohibitif étant donné le nombre de mesures, seuil
de détection très bas, interférences neutralisables avec d'autres éléments) et
sa toxicité négligeable.
En réalité, ce traceur parfait n'existe pas (KAUFMAN, 1956) et l'on
doit choisir selon le type d'étude envisagée le traceur qui s'en rapproche le
plus. Les critères de choix deviennent l'échelle du temps et d'espace à laquelle
on prélève, les possibilités techniques d'analyses et le coût financier. On se
référera pour les exemples précis aux rapports A. LALLEMAND-BARRES 1968 et 1969.
- 28 -
IV.1 - LES TRACEURS CHIMIQUES
IV.1.1 - Le comportement des ions áans 1'eau
IV.1.1.1 - Le_potent2e2_2onigue
Cette notion, introduite par CARTLEDGE en 1926, représentant le quo-
tient de la charge z sur le rayon ionique r, a été reprise par GOLDSCHMITT
(1934) pour établir trois groupes d'éléments (cf. fig. IV.1.1.1).
- le groupe des ions à faible potentiel ionique (Ca , Mg , K , Li ) ;
ils restent en solution vraie jusqu'à des pH forts, ils ont une faible
attraction sur les radicaux oxhydriles et migrent facilement.
- le groupe des ions à potentiel moyen ; ils précipitent sous forme
d'hydroxydes amphotères comme A1(OH)3 et Fe(OH)3.
CaMam xotublei
V
eo
•Cs//
•fit
•?
/
// /
/ /; /]¿^^"
•ta
•Sr
• Ca
. « /
/
• Bt
^ - -
•La y
•Se
•Al
• B
/
/
/
• Th• C»
•Zr, Hf
• 7i
•C
/
• N b
^r
• N-
Clcmcn^s
de» hydrolysofi
•Mo
•Cr
• 5 Anieni comploiubiet
Chorflt ionique0 1 2 3 4 5 £
Fi-g.iv.Vii. : ÇJLaMi>ii.Lç.c£LoYL dz¿> ¿onà ¿>uJ.vayut LeuA
tt ¿ZÚA ckasigt ¿orUquz [in MULOT, 1964
le groupe des ions à potentiel ionique forts ; ils exercent un champ
d'attraction considérable, notamment sur l'oxygène des oxhydriles pour
former des anions complexes peu mobiles tels que PO3 ; SO2 ; Co2 .4 4 3
- 29 -
IV.1.1.2 - L^hydratat2on_des_igns
La molécule d'eau est un dipole. Il en résulte que les cations sont
attirés par son extrémité négative alors que les anions le sont par son extré-
mité positive. Le degré d'hydratation dépend donc de la taille de l'ion, mais
aussi de sa charge. Le tableau IV.1.1.2 donne différentes valeurs de rayons
hydratés, à titre de comparaison, calculés selon la loi de STOKES.
IV.1.2 - Le comportement des ions dans le milieu poreux
Les problèmes de rétention (cf. III.2.1) dûs aux minéraux argileux et
aux complexes argilo-humiques ont déjà été évoqués. Il ressort, d'après une
étude bibliographique très complète de J.F. ARANYOSSY (1978), deux sortes de
conséquence :
- une modification des caractéristiques hydrodynamiques du terrain
(décroissance de perméabilité en présence de substances telles que
CaCl2, MgCl2, KC1, NaCl).
- une diminution de la concentration de la substance dans la solution et
un retard de cette substance par rapport à l'eau lors du transfert à
travers le sol ("ultrafiltration").
IV.2 - LES TRACEURS ISOTOPIQUES
"La molécule d'eau est tracée de l'intérieur, dans l'intimité de son
noyau ; c'est le traçage le plus fin et le plus conforme à l'objet tracé qui
puisse à l'heure actuelle se concevoir" (FONTES, 1976). En effet, les variétés
isotopiques de la molécule d'eau offrent une catégorie privilégiée de traceurs :
les traceurs de la molécule ell-même encore appelés traceurs intimes ou "intrin-
sèques", à savoir :
le tritium pour 3H 1H 1 60
le deuterium pour 2H XH 1 60
l'oxygène 18 pour XH *H 1 80
L'étude bibliographique (COREY et HORTON (1968), SAVIN et EPSTEIN
(1970), HORTON et HAWKINS (1965), BLUME et al. (1967)) montre que l'on peut
- 30 -
Cs+
Rb+
<K+
Na+
Li+
Sa~
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• C a ~
Cd**
Sr~
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Mn•++
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(1926)
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57
PAULING
(I960).
1,69
1,48
1,48
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0,95
0,60
1,35
1,20
0,99
0,97
1,13
0,74
0,66
0,80
0,74
0,72
0,66
0,69
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(1973)
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PotentielIonique
0,60
0,68
0,70
0,75
1,03
1,47
1,31
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1,69
1,75
1,78
2,27
2,44
2,50
2,77
2,89
4,54
4,76
2,35
5,88
RayonHydraté
Rayon
de
Stokes
1,83
2,36
2,87
3,06
3,07
3,45
3,42
3,42
3,42
4,09
4,57
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TableauIV.1.2 y q1968 - UILLOT, 1964q
Le. potzntUl ¿orUque. p
in ARANY0SSYnS76)
- 31 -
utiliser indifféremment l'un des trois isotopes en ce qui concerne leur qualité
de traceurs, encore que, pour FOSTER (1975), le tritium soit plus particulière-
ment sensible aux phénomènes de diffusion.
Le choix sera donc déterminé en fonction des objectifs de l'étude, des
possibilités analytiques ou financières.
En règle générale, c'est le tritium qui est le plus utilisé compte
tenu de son emploi aisé et de son dosage moins coûteux. On l'utilisera :
- soit à partir du traçage naturel des précipitations (ZIMMERMAN et al.
1967) ;
- soit par traçage artificiel sur de petites surfaces, parcelles et
lysimètres (CHARREAU et JACQUINOT, 1967 ; SIWERTZ, 1973 ; ARANYOSSY,
1968).
IV.3 - LE MULTITRAÇAGE
Cette expérience consiste à faire percoler, simultanément ou à des
intervalles de temps donnés, différentes substances (chimiques ou isotopiques)
en solution dans l'eau et de suivre, soit dans le terrain (par prélèvements ou
par sondes de résistivité) soit à l'exutoire (extrémité de la colonne ou fond
d'un lysimètre) la restitution des produits en fonction du temps, de la profon-
deur ou du volume écoulé. Pour calculer la vitesse de transport du traceur,
plusieurs solutions sont envisagées pour définir son temps d'arrivée :
- la première variation significative de concentration
- l'arrivée de 5 % ou 10 % en concentration relative
- le point d'inflexion de la courbe de restitution
- l'arrivée du maximum (pic) de concentration : temps modal
- le centre de gravité de la courbe de restitution : temps moyen.
De nombreuses expériences ont été menées à ce sujet, mais la plupart
sur colonnes ou sur carottes de terrain en régime hydraulique permanent (à
saturation). Elles ne sont pas décrites ici, mais il ressort de la bibliogra-
phie, et en particulier de l'étude détaillée de ROCHON (1978), que tel traceur
réputé bon dans un type de terrain peut s'avérer médiocre sur un autre.
- 32 -
IV.4 - PRELEVEMENT DE LA SOLUTION DU SOL
Les sondes de résistivité ont l'inconvénient majeur de ne pas être
sélectives. Une méthode non destructive pour prélever l'eau consiste à implanter
des séries de bougies poreuses du même type que celles des tensiomètres et de
leur appliquer une dépression (0,70 bar) de façon à créer un appel d'eau vers la
bougie.
Mais se pose alors le problème de la représentativité de l'eau préle-
vée par rapport à la solution du sol. HANSEN et HARRIS (1975) ont montré, à par-
tir d'essais en laboratoire et sur le terrain, que l'écart entre les deux solu-
tions, pouvaient aller jusqu'à ± 30 % pour les nitrates.
LAFFITE et SAUTER (communication à paraître), lors d'expériences
menées en laboratoire en domaine saturé (cf. tableau de résultats ci-dessous),
ne trouvent pas de différence significative entre l'eau du cristallisoir (eau du
robinet) et celle des bougies (analyses portant sur les cations majeurs et sur
le cobalt et le lithium). Il en serait certainement tout autrement dans le cas
de composés organiques ayant un encombrement stérique important.
VieilleBougieEau du
VieilleBougieEau du
VieilleBougieEau du
bougieneuvecristallisoir
bougieneuvecristallisoir
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42,241,641,4
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A,7A,7A,7
5,04,95,0
Na+
mg/1
009,9
9,99,69,4
9,910,19,9
K+
mg/1
003,2
3,63,63,2
3,03,43,3
NO3mg/1
0020
192020
15,51617,5
Li+
mg/1
000,02
4,894,884,89
5,045,055,08
Co""mg/1
00
<0,l
9,29,29,1
8,98,99,0
Tableau des résultats de 1'expérimentation concernant lareprésentativité de l'eau prélevée par bougie
- 33 -
En dehors de 1'adsorption de certains ions par la céramique poreuse,
le problème de la représentativité des échantillons collectés semble provenir du
fait que les substances solubles ne sont pas réparties de façon homogène dans le
milieu poreux. Ce phénomène est encore accentué lors d'infiltrations expérimen-
tales car le remplacement de l'eau initiale par l'eau d'infiltration (ou le mé-
lange de ces deux eaux) est compliqué.
Si le problème de représentativité reste entier et, par là même, s'il
semble difficile d'obtenir une valeur exacte de la concentration moyenne de
l'eau du sol à la cote de la bougie, on peut espérer une estimation correcte de
l'évolution des concentrations dans le temps en respectant les principes sui-
vants de prélèvement :
- se référer toujours à la même bougie, pour une cote donnée,
- appliquer toujours la même dépression,
- prélever pendant de courtes périodes,
- veiller à ce que les sphères d'influence des différentes bougies ne se
recoupent pas.
CONCLUSION
Après avoir examiné, dans ses grandes lignes, les différentes techni-
ques d'étude du transfert d'eau et de solutés en milieu non saturé, dans leurs
aspects théoriques puis pratiques, il ressort que les phénomènes régissant ces
transferts sont complexes et dépendent d'un grand nombre de paramètres qu'il
faut pouvoir apprécier sans trop utiliser d'hypothèses simplificatrices. Afin de
cerner de plus près le problème posé par les transferts d'eau, tant du point de
vue qualitatif que quantitatif, il apparaît souhaitable de corréler, dans le
temps et dans l'espace, les approches hydrodynamique (directe) et hydrochimique
de l'étude du milieu non saturé, ce qui constitue l'un des sujets principaux de
cette thèse.
- 34 -
CHAPITRE II
- 35 -
INTRODUCTION
l'eau, ressource minérale : c'est désormais une donnée économique que
les hydrogéologues doivent considérer. Il y a encore quelques dizaines d'années,
l'eau, croyait-on, était une ressource inépuisable. L'évolution de nos sociétés
industrielles a fait que le cycle de l'eau que nous utilisons s'est écourté, et
par là même, a entrainé une dégradation croissante de sa qualité. Même si, d'un
point de vue quantitatif, l'eau n'est pas -et ne sera vraisemblablement pas pour
les décennies à venir- un motif d'inquiétude si l'on se piase strictement sur un
plan technique, on peut, en revanche, émettre des craintes à propos de sa^quali-
té. La pollution, soit accidentelle (déversements de produits, catastrophes
industrielles, . • • ) , soit systématique (épandages d'engrais, de pesticides,
d1effluents industriels, stockages de déchets mal conçus, ...) est là pour nous
le rappeler quotidiennement. Or l'on sait maintenant que l'acquision de la
qualité naturelle de l'eau se produit au cours de son transfert dans la zone non
saturée. Cette phase de migration, relativement courte par rapport à l'ensemble
du cycle de 1 ' eau, est donc déterminante et il était important d ' en étudier les
mécanismes.
C'est dans cette optique que, jusqu'à présent, la plupart des études
ont été menées, tant sur le plan expérimental (infiltrations sur colonnes de sol
en laboratoire) que théorique (modélisation des écoulements d'eau et de sels à
travers des .matrices poreuses). Les expérimentations, in situ, restaient encore
rares, étant donné la complexité des phénomènes à maîtriser.
Cette étude, conçue et proposée par le Professeur FONTES, a recherché
la conservation des conditions naturelles d'infiltration sur un profil de sol
non perturbé, tout en procédant à un traçage léger à la surface (pour les sels)
et en subsurface (pour les isotopes). Le travail de terrain, entamé par
J.F. ARANYOSSY pour la partie saline du traçage, a été poursuivi par nos soins,
en particulier pour le traçage isotopique.
Dans ce mémoire, nous présenterons successivement le site expérimental
et son instrumentation, les méthodes d'acquisition des paramètres hydrologiques
et hydrodynamiques du terrain, le traçage salin et isotopique ainsi que les
résultats que l'on peut en déduire.
- 36 -
A - MOYENS D'INVESTIGATION DU SITE EXPERIMENTAL DE LA SOURCE-
ORLEANS
A.l - PRESENTATION DU SITE
Le site d'étude de la zone non saturée se trouve dans l'enceinte du
complexe scientifique du B.R.G.M. sur les terrasses fluvioglaciaires de la Loire
datées du Riss probable, là où la nappe alluviale se situe en moyenne à 12 m de
profondeur. La coupe géologique Fig. 1 ainsi que l'analyse et les courbes granu-
lométriques Fig. 2, 3 et 4 nous révèlent des sables grossiers graveleux entre-
coupés de passées argileuses.
L'analyse minéralogique a mis en évidence que le sol est essentielle-
ment constitué de quartz et de feldspath (60 % de quartz) et d'une très faible
fraction argileuse composée de kaolinite et d'illite.
Ce site est constitué, comme les planches I et II (cf. annexe) et la
figure 5 le montrent, d'un pluviographe, de la parcelle expérimentale (1 m2 de
superficie tout comme son homologue, la parcelle témoin) entourée par deux bat-
teries de neuf tensiomètres A et H verticaux et horizontaux, et par deux tubes
de sonde à neutrons Aj et A2.
Sous la parcelle expérimentale sont disposées sub-horizontalement
neuf cannes de prélèvement d'eau (du même type que les cannes tensiométriques)
auxquelles il est possible d'accéder par une fosse cimentée et couverte (cf.
planche III en annexe).
On exposera successivement les différents paramètres attachés à l'é-
tude de la zone non saturée et l'on procédera ensuite à un essai de synthèse de
l'ensemble des données.
A. 2 - MESURE DES PARAMETRES PHYSIQUES SUR LE SITE EXPERIMENTAL
A.2a - La pluviométrie
Pendant les années 1978 et 1979, il est tombé respectivement 688 mm et
833 mm d'eau dans le pluviographe du site. Mais ces quantités d'eau ne repré-
- 37 -.
L O G D E S O N D A G E
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Sable grossier avec gravierset petits cailloux
Sable très grossier avec gravierset petits galets
120
Sable avec petits caillouxPeu de sable grossier
Sable grossier avec graviers et cailloux
-KOSable moyen beige légèrement argileuxTrès rares cailloux
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Fig.1 Coupe du sondage effectué sur le site
expérimental d'Orléans-la Source.
LA SOURCE ESSAIS EN LABORATOIRE - TABLEAU RECAPITULATIF
Provenance
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ANALYSE GRANULOMETRIQUE
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Fig.3 Courbras granulométrlques du site expérimental.
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Fig.4 Courbes granulomntriquos du site expérimental.
TENSIOMETRES HORIZONTAUX
Hl manomètre mercure 40H2H3H4H5H6H7H8H9
M
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H
it
ti
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H
H
BOUGIES
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89
102030455577
111157207
M
nM
nM
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cm/bordcm/bordcm/bordcm/bordcm/bordcm/bordcm/bordcm/bordcm/bord7 cm
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252226333729
29
Hg/cHg/cHg/cHg/cHg/cHg/cHg/cHg/cHg/c
pluviogrophe
Y////////VÂ YA Y/Á
tube sonde 5 neutrons • A 2
/ / / /
oponooQQ
'parcelle //epo'ndâge/\// le'moin/ /
////y
AI • tube sonde ôneutrons
TENSIOMETRES VERTICAUX
Aabcdefghi
manomètre mercure 10 cm/sol 25 Hg
2030455577
111157
cm/solcm/solcm/solcm/solcm/sblcm/solcm/sol
20252025252525
Hg"gHgHgHgHgHg
Echelle 1/50 e
207 cm/sol 20 Hg
Fig.5 S T A T I O N D E L A S O U R C E
- 42 -
sentent pas la lame d'eau réellement infiltrée qui alimente la nappe. Il faut
tenir compte de 1'évapotranspiration réelle ETR. Pour évaluer cette ETR, le
programme BRGM-BITUME, conçu à partir de la formule de TURC avec une pluviomé-
trie mensuelle et une réserve facilement utilisable (R.F.U.) de 100 mm d'eau, a
été utilisé. La figure 6 représente l'infiltration efficace, obtenue par la
formule P-ETR, depuis novembre 77 jusqu'en décembre 79. Elle met en évidence la
recharge régulière de la nappe pendant les périodes de novembre à avril. A
signaler que la valeur prise pour la RFU (100 mm) a été choisie en fonction des
variations optimales des stocks d'eau (de 80 à 110 mm) en dessus de la cote la
plus basse du plan de flux nul entre les périodes les plus sèches et les pério-
des les plus humides.
A.2b - La tensiométrie
C'est par les données des tensiomètres que l'on acquiert la valeur de
la charge hydraulique dans la zone non saturée. C'est le gradient de charge qui
détermine les mouvements de l'eau. La charge étant négative, l'axe des z orientéJTJ
positivement vers le bas, -j— < 0 indiquera un profil d'infiltration et dans ledH
cas contraire, un profil de migration vers le haut (evaporation). Quand rr- est
nul, on a alors absence de migration : c'est la zone du plan de flux nul. La
figure 10 donne la représentation de ces trois cas. Pour éviter de conserver des
valeurs aberrantes de H liées à un mauvais fonctionnement momentané du tensiomè-
tre, il est recommandé de reporter au fur et à mesure sur le graphe H(z) les
valeurs expérimentales.
De plus, en comparant les séries A et H des tensiomètres, il semble
que les tensiomètres A placés verticalement réagissent plus vite que leurs
homologues horizontaux aux variations de charge.
Par contre, ils présentent l'inconvénient majeur de n'être pas protégé
du gel pendant la période hivernale, inconvénient que ne connaissent pas ceux de
la série H placés à l'abri à.1'intérieur de la fosse. Autrement dit, la présence
des séries A et H permet d'avoir pratiquement, quelle que soit la saison, la
possibilité d'évaluer la charge hydraulique dans le sol.
A.2c - L'humidimétrie neutronique
L'humidimètre à neutrons utilisé est de type Pitman (marque DIDCOT) à
Américium-Beryllium (50 m Cies) équipé d'un compteur incorporé à affichage nu-
- 43 -
PLUVIOMETRIE EFFICACE-ORLE ANS-la-SOURCE-B RG M .
P - E T R(mm -
I 4 0 -
120-
100 -
80-
60-
40-
20-
177
I1
- 20 -
- 40 -
- 6 0 -
- 80 -
i
1N D77
J1F
1M
1A
1M
1J
I IJ A78
1S
10
1N
1D J
1F
1M
1A
1M
! 1J J79
1A
1S
10
1N
1D
Pig. S. i n f i ' t r ° t i o n eff icace P - E T R m e n s u e II e
A n n é e
1 9 7
1 97
ule
8
9
P(mm)
68 8
83 3
P - ETR
(mm)
2 5 1
290
P- ETR
P '
36, 5
3 4 , 8
inn(o/o)
- 44 -
mérique par tube nixie (cf. planche n° III). Les profils hydriques 0(z) ont été
effectués tous les 10 cm sans réflecteur depuis la surface avec un espacement
dans le temps variant de 1 jour à 3 semaines selon les périodes climatiques et
selon les expériences en cours. A chaque côte, deux mesures sont faites systéma-
tiquement en prenant à chaque fois 16 secondes comme temps d'intégration pour le
compteur. C'est la moyenne arithmétique N entre ces 2 mesures qui est retenue
pour être introduite dans la formule de la droite d'étalonnage N = a0 + b et qui
permet de connaître l'humidité volumique 9.
L'étalonnage (chimique) a été réalisé au C.E.N. Cadarache sur le
carottage du tube A1 et a déterminé pour chaque tranche de terrain (7) une
équation d'étalonnage de la forme :
N = (a p b + ß) 6 + YPb + ô
où p, est la densité sèche donnée par les essais en laboratoire BRGM, Fig. 2, et
où les constantes a, ß, Y et ô sont calculées par l'étalonnage chimique.
Cette formule s'applique à une sonde théorique dont N est égal à
1 000 coups, dans le milieu de référence (tube aluminium 45 mm 0 dans un fût de
200 litres d'eau). La sonde utilisée donne en fait N = 911 ± 2 coups dans les911
mêmes conditions, ce qui implique l'utilisation du facteur correctif Yfiññ mu^-ti-
plicateur de N pour obtenir la valeur de 0. Le tableau 1, en annexe, donne les
différentes équations des droites d'étalonnage pour les 7 tranches de terrain
analysé.
A.2d - Synthèse des données hydrodynamiques par le programme "MESUR-
BRGM"
Cette synthèse, conduisant à la connaissance des relations t|>(6) e t
K(r), a été facilitée par le programme MESUR, mis au point par J.Y. AUSSEUR. Les
données qui alimentent ce programme sont les suivantes :
- le temps (en jours) séparant deux relevés simultanés de mesures de
tensiomètres et de la sonde neutronique aux même cotes.
- les valeurs brutes mesurées par tensiométrie aux différentes cotes du
profil.
- 45 -
- les mesures d'humidité aux mêmes cotes et à la même date que les
mesures de charge.
- l'infiltration efficace entre deux dates de mesures des paramètres
précités.
Le programme calcule, sans lissage des données, la succion I}J, l'humi-
dité volumique grâce aux équations d'étalonnage introduites, la perméabilité dej C
Darcy K (en cm/j), le stock d'eau S, la variation -r— de stock d'eau en fonctionJTT " t
du temps, le gradient de charge hydraulique — , tout ceci à des cotes et dates
données.
Pour pouvoir calculer K et S indépendamment de la position du plan de
flux nul (dont le programme ne tient pas compte) le principe suivant doit être
adopté : toute variation de stock au-dessus d'une côte donnée est égale à la
différence entre le flux entrant à la surface du terrain et le flux sortant à la.
dite cote.
Le problème, dans ce type de calcul, est de connaître la valeur du
flux entrant. Il a été résolu en utilisant la valeur de l'infiltration efficace
calculée grâce à la formule de Turc.
Il n'est pas question de reproduire ici toutes les valeurs fournies
par ces calculs lors des deux passages du programme : l'un avec les données des
tensiomètres verticaux, l'autre avec celles des tensiomètres horizontaux ; dans
les faits, la période d'étude s'étend du 9/11/77 au 6/12/79, soit 747 jours, et
représente, pour les deux passages, 150 tableaux.
Cette masse importante d'information est présentée sous forme conden-
sée par les courbes K(8), figures 7 et 8.
Il faut pourtant réaliser que le traitement informatique d'une telle
quantité de paramètres ne va pas sans poser quelques problèmes d'interprétation.
En effet, au cours des périodes où les mouvements d'eau dans le sol ne sont pas
constants en direction, on aboutit fréquemment à des perméabilités négatives (ce
qui n'a aucun sens) qui s'expliquent par les approximations faites sur -=—, -r—,
et sur les valeurs de l'infiltration.
K
en c m / j
1er1 H
10L-
)+
X '
/
f1
1 x//
1 /
** y//
y;
/f
1 /pj /
' / •
/
x ++ + /
6
/ i/ i
i
/ ii
• /
ii
ijo
//
//
/
o
0
/
o
#
ii
iO;1
i °/
r
if//
///
•
//
////
/1
////
• n TO rm
oà60cm+ à80cmxàiiOcm
005 Ql59 en cm/cm
Fig.7 Courbes Me) d'après les données du programme MESUR avec les tensiomètres verticaux.
K
en c m / j
10H
10"¿
•a40cm
oh 60cm
xà 120cm
Q05 0,10 015 020 0 en cm /cm
Fig.0 Courbes K(O)d'après les données du programme MESUR avec IBS tensiomètres horizontaux.
- 48 -
Pour aboutir à des résultats cohérents, il a donc fallu choisir les
valeurs de K dans des périodes où l'écoulement est pratiquement stabilisé.
A l'issue de l'examen des figures 7 et 8, quelques remarques s'impo-
sent : les teneurs en eau volumique pour ce type de sable graveleux varient,
selon les saisons et les profondeurs, entre 7 et 20 %. On constate de plus que,
plus la profondeur augmente, plus les variations de perméabilité sont importan-
tes ; que les résultats obtenus avec les deux types de tensiomètres restent
comparables même si une anomalie de fonctionnement apparaît à 40 cm pour les
tensiomètres horizontaux (cf. Fig. 8).
A titre de comparaison, la courbe K(8) (Fig. 9), obtenue par essai de
drainage interne à partir des mesures effectuées par G. BROSSIER et
A. LALLEMAND-BARRES sur un site distant de 6 mètres du site examiné dans ce tra-
vail, donne des résultats quelque peu différents.
On peut attribuer ces différences aux facteurs suivants :
- la longueur de la période d'étude
L'essai de drainage interne se fait sur un laps de temps court, avec
une lame d'eau infiltrée donnée, alors que l'étude entreprise ici s'est effec-
tuée en régime pluviométrique non perturbé sur une période de plus de 2 ans.
- l'étalonnage neutronique réalisé sur deux carottes, certes très compa-
rables , mais pas rigoureusement identiques.
Un exemple de traitement "manuel" par la méthode du plan de flux nul
est donné figure 10.
Les stocks d'eau AS ont été évalués par planimétrage. Deux comparai-
sons avec les programmes de calcul peuvent être mise en évidence.
- la valeur de K pour le programme MESUR :
Par le calcul manuel, on trouve pour 6 = 0,08 cm3/cm3 à z # 110 cm
K = 1,3.10 2 cm/J alors que les courbes K(6) avec tensiomètres horizontaux pour
6 = 0,08 cm3/cm3, z = 120 cm et avec tensiomètres verticaux pour 6 = 0,08 cm3/cm3
et z = 110 cm, donnent respectivement K = 10 2 cm/J et K = 2.10 1 cm/J.
Kencm/j
10"
10r2
Q05
• h 30cm
o à 60 cm
+ à 90 cm
xà120cm
0,10 0,15 0,2Fig.9 Courbes K(8) d'après les données d1A.LALLEMAND-BARRESlobtenues par drainage interne)
« 3, 39 en cm/cm
-82O-48O-'14O-400 -360 -320-290-240 -200-160 -120 -80 -40 0i i i • i • à i i i i i i i
H an cm
" * - - .
„ -o 29/6/79
x x 4 /7 /79
Pion de flux nul. '
AS»-0 ,8 cm
(P-ETR) =H4em(Ture)
Ka- - — = 0,013 cm/jAS/Û I
dH/dz 5x1.43
pour 0 s 0,08 c m ' / c m 3 c
i
210
z «n.CmFig.10 Exempls de calcul"manuel"des variations de stocK d'eau par la méthode du plan de flux nul.
- 51 -
- la valeur de l'infiltration efficace pour le programme BITUME
Entre le 29/6/79 et le 4/7/79, la valeur de l'infiltration efficace
calculée par différence entre la pluie et 1'évapotranspiration réelle (TURC
mensuel) est de - 1,4 cm d'eau (elle est négative car il s'agit à ce moment-là
d'une evaporation, et non d'une infiltration).
Par planimétrage de l'aire hachurée comprise entre la surface et le
plan de flux nul, on trouve - 0,8 cm d'eau.
Les deux résultats sont donc comparables, compte tenu de l'imprécision
du planimètre et des données non lissées introduites dans le traitement informa-
tique .
Après cette première partie consacrée à la synthèse des principaux
paramètres hydrodynamiques, la complexité des phénomènes intimes régissant les
écoulements en milieu poreux non saturé apparaît nettement ainsi que la diffi-
culté à quantifier, avec précision et sans trop schématiser, les transferts
d'eau. Approcher directement les mécanismes de transfert constitue l'objet du
traçage que l'on décrit dans la deuxième partie qui suit.
B - LE TRAÇAGE
Le traçage constitue la partie originale de ce travail, même si une
part importante a été consacrée à la compréhension et à l'acquisition des don-
nées hydrodynamiques de terrain. Son originalité, par rapport aux expériences
précédemment menées, soit en laboratoire, soit in situ, réside dans sa réalisa-
tion en régime pluviométrique naturel. Par là même, les conditions naturelles
d'infiltration sont respectées et 1 ' on peut espérer en tirer des enseignements
applicables en d'autres lieux dans des conditions naturelles similaires.
L'expérience de traçage réalisé au B.R.G.M.-La Source comporte deux
aspects :
- le traçage salin
- le traçage isotopique.
- 52 -
B.I - LE TRAÇAGE SALIN
B.la - Le choix des traceurs
II s'est porté sur les cations suivants :
+
Rb, Li, Cs, Na, K, Ni, Co, Pb et I pour les anions.
L'étude bibliographique a montré que ces cations se classent comme
ci-dessus en ce qui concerne leur aptitude décroissante à migrer (expériences
menées sur des argiles et pour des vitesses faibles de transfert par FIREMAN
(1944) ; QUIRK et SCHOFIELD (1955)). Ce classement explique en partie par leur
rayon ionique et leur rayon hydraté.
Les raisons de ce choix sont les suivantes : il s'agit de cations
solubles mobiles grâce à leur potentiel élevé de GOLDSCHMITT qui ont un seuil de
détection faible et qui sont peu présents à l'état naturel dans le sable grave-
leux où s'effectue le traçage ; de plus, il s'agissait de tester la validité
d'un traçage cationique de ce type, étant entendu que la preuve du traçage
anionique (sous différentes formes : chlorures, nitrates, complexes EDTA...)
n'est plus à faire.
B.lb - Mode d'aspersion
Ces éléments ont été épandus sous forme de chlorures ou de nitrates en
aérosol sur les parcelles expérimentales et témoin, réalisant ainsi une réparti-
tion homogène du traceur sur un plan. Les quantités sont 2,5 g/m2 pour Li, Rb,
Cs, Co, Ni, Pb, I et 5 g/m2 pour Na et K. Les solutions ont été diluées dans
400 ml au moment de l'aspersion, ce qui représente sur 1 m2 une lame d'eau
négligeable de 0,4 mm. Enfin, les dates d'aspersion sont figurées par la flèche
noire épaissie sur les courbes de restitution (cf. chapitre C).
B.lc - Mode et rythme de prélèvement
Le mode de prélèvement est assuré par l'intermédiaire des bougies po-
reuses situées sous la parcelle expérimentale. La dépression imprimée aux bou-
gies est de 0,70 bar. Les échantillons sont acidifiés sur place avec HNO3 ultra-
pur et fumant, à raison de 5 ml au litre. Le rythme de prélèvement est fonction
de la pluviométrie et correspond à un pas de temps allant de une à quatre semai-
nes.
• - 5 3 -
B.2 - LE TRAÇAGE ISOTOPIQUE
B.2a - Equipement spécial du site
Pour des raisons déjà invoquées dans la partie théorique de cette
étude, le choix s'est porté sur le tritium. Mais, pour éviter la reprise du tri-
tium par l'atmosphère lors de l'expérience, un bac à sable de granulométrie et
perméabilité connues (K 8 m/J pour une charge constante de 50 cm d'eau),
d'une épaisseur de 30 cm, a recouvert les parcelles expérimentales ainsi que les
abords proches (cf. planches photographiques I et IV).
B.2b - Mode d'injection
La méthode utilisée constitue l'originalité de ce traçage. Le but
était d'obtenir un plan uniforme d'injection constitué par des quantités ponc-
tuelles les plus faibles possibles. C'est pourquoi l'injection s'est faite, à
travers le bac de sable, au moyen d'aiguilles spéciales en inox à âme de diamè-
tre 1,2 mm, de longueur 50 cm et d'une seringue contenant la solution à injecter
(cf. planche photographique IV). Ainsi, sur 1,5 m2, 135 points d'injection ont
été réalisés selon une maille centrée (cf. planche photographique IV) de 10 cm
de côté.
B.2c - Quantité injectée
La solution mère injectée représente un volume de 791 ml, à une con-
centration de 885 700 UT -soit à peu près un dixième de la concentration maxi-
male admise (CMA)- chaque point d'injection représente un volume d'environ 6 ml.
B.2d - Mode et rythme de prélèvement
Le mode de prélèvement est identique au précédent. Par contre, le
rythme, étant donné la période pluvieuse choisie pour le début de l'expérience,
a été considérablement augmenté pour ne pas manquer le passage des pics de
concentration. En début de traçage, les prélèvements ont été journaliers pour
venir décadaires par la suite. Malheureusement, en raison d'impératifs budgétai-
res, les prélèvements ont cessé au bout de 85 jours.
- 54 -
B.3 - LES TECHNIQUES D'ANALYSE
B.3a - Techniques d'analyse pour le traçage salin
Les analyses d'eau prélevée en faible quantité (5 à 200 ml) ont été
effectuées au laboratoire de contrôle des eaux de la ville de Paris. Trois types
de technique analytique ont été employés suivant la nature des éléments à do-
ser :
- spectrométrie en émission de flamme (sur un Perkin Elmer 603) pour Na,
K, Li.
- Spectrométrie en absorption atomique (avec utilisation d'un four gra-
phite sur Perkin Elmer 5000) pour Co, Ni, Pb.
- électrodes spécifiques pour l'iode.
Les précautions d'usage, afin d'éviter les interférences, ont été
respectées lors des dosages des cations (à savoir, milieu lanthane pour Ni et
Co, milieu césium pour Li, Na, K).
A signaler l'augmentation de la précision sur les mesures grâce à
l'utilisation du four (passage de 5.10 2 ppm à 5.10 3 ppm).
B.3b - Technique d'analyse du tritium
Le tritium a été compté au département MGA du B.R.G.M. sur TRICARB de
marque Packard. La technique consiste en un comptage des émissions ß de l'isoto-
pe radioactif de l'hydrogène par scintillateur liquide sensible. Le comptage
s'est fait sans enrichissement étant donné la dose de tritium utilisée. Si N est
le nombre d'unités tritium mesurées, l'incertitude absolue est voisine de V2N.
C - RESULTATS ET INTERPRETATIONS
II faut rappeler que les cations ont été épandus à raison de 5 g/m2 et
2,5 g/m2 selon les éléments (cf. B.lb), ce qui correspondrait, si l'on effec-
tuait des prélèvements après 50 mm de pluie, à une concentration de 100 et
50 ppm. En fait, ce pas de prélèvement n'a pas été respecté et a fluctué entre
36 mm et 157 mm de pluie recueillie (avec une moyenne à 84 mm) dans le pluvio-
graphe. Le facteur de dilution a donc été généralement plus important que prévu.
- 55 -
De plus, le protocole expérimental avait prévu l'analyse chimique d'un
carottage de la parcelle témoin afin de déterminer quantitativement et qualita-
tivement les niveaux de fixation des traceurs, le bilan massique global du
traçage et par là même un ordre de grandeur de la dispersion transversale.
Malheureusement, en raison du manque de temps et de moyens, un tel travail n'a
pu être effectué. Néanmoins, il a tout de même été possible, d'une part de
réaliser un décapage sur 10 cm de la parcelle expérimentale et d'une parcelle
vierge de tout épandage afin de mesurer le degré de fixation des ions épandus
(cf. en annexe tableau XIII) ; d'autre part de calculer un bilan partiel sur des
profils à des temps donnés de la manière suivante :
On considère, sur la verticale centrée au-dessous de la parcelle expé-
rimentale, le produit C.8. pour chaque élément, à un temps donné par rapport à
la date d'injection (de préférence choisi au moment où la restitution est maxi-
male), en fonction de la cote des points de mesure. On peut ensuite procéder de
deux façons différentes :
- calculer, comme J.F. ARANYOSSY (thèse 1978 ; Figure B.ll), le stock
d'eau (8. dz) par tranche de terrain que l'on multiplie par la concen-
tration C à la cote considérée. Le bilan de masse de soluté, par unité
de surface, est alors obtenu en sommant les valeurs successives de
C.e.dz :
z = n
M = C 6 dzz z
z = o
- planimétrer la courbe C.8 = f(z) obtenue point par point.
C'est cette dernière méthode qui a été retenue. Les tableaux
C.8 = f(z) à des dates données figurent en annexe.
Enfin, les résultats de traçages sont fournis sous deux formes :
- les tableaux complets, en annexe, avec les concentrations en fonction
du temps et de la profondeur.
- les courbes de restitution qui visualisent les mesures remarquables en
fonction d'une part du temps à une côte donnée, d'autre part de la
côte à une époque donnée.
- 56 -
C l - RESTITUTION DES CATIONS
C.la - Le lithium (Fig. 11)
- 10 cm : le pic de restitution n'est pas observé. La décroissance brutale de
concentration peut être attribuée à l'effet de piston provoqué par les
importantes pluies efficaces d'octobre et novembre 1977 ; de plus, on
constate que la queue du signal se situe à un niveau très faible (0,01
à 0,05 ppm).
- 20 cm : la concentration maximale est atteinte 3 mois après l'aspersion ; les
courbes de montée et de descente sont presque symétriques, phénomène
vraisemblablement attribuable à un mélange régulier entre l'eau de la
microporosité déjà présente et l'eau d'infiltration efficace (octobre
1977 à avril 1978) ; un palier provisoire apparaît autour de 4 ppm
entre avril et mi-juillet pendant la période d'evaporation (confirmée
par la baisse de teneur en eau volumique d'environ 7 %) ; le retour au
signal final s'amorce un peu avant la période annuelle d'infiltration.
- 30 cm : le pic de restitution est sensiblement amoindri (4,5 ppm), ce qui
s'explique par les effets conjugués de la dilution (mélange entre
l'eau des horizons supérieurs et l'eau "immobile" de la raicroporosi-
té) ; on constate là aussi une courbe symétrique avec un retour assez
lent à l'état d'équilibre (voisin de 0,02 ppm) ; enfin, l'arrivée
synchrone des pics à 20 cm et 30 cm suggère des circulations préféren-
tielles à l'intérieur du terrain (au minimum sur la verticale de
prélèvement).
Au-delà de 55 cm, le lithium n'apparaît plus de manière significative.
De manière quantitative, le profil C.8 = f(z), au 17/1/78 (soit 3 mois environ
après l'aspersion), révèle une restitution, en masse par unité de surface, de
2,8 mg/dm2, ce qui représente 11 % par rapport à la masse initiale 25 mg/dm2.
Ce chiffre peu élevé s'expliquerait donc par une adsorption importante
du lithium dès les tous premiers centimètres du profil, la dispersion transver-
sale n'étant pas suffisante pour justifier une telle perte de traceur.
- 57 -
LITHIUM"ASPERSION le 11.10.77
> 50 ppm
0,4-
0 ,3 -
0 , 2 -
0,1-
P1
PS»— »
P2 e- —o
O N: !! P - E T R «n m m
1
Di
, i
Jii
iFii
IMi
ii 1 , 3 . 7 «8 i i
l ii
1Fi1i
iM
J,i
i
A1
9 7«i
iMitempi
76 78 40 55 48 62 " -2 -50 -53 29 79 III 21
0,4 -
0 , 3 -
0 , 2 -
0 , 1 -
7/11/77 .(4)
12/12/771 T(5)
17/ l/76c- -c(6)
10T20
—1—30
pE5 protondeur en cm
Fig.11 Restitution du Lithium.
--58 -
Le lithium semble s'évérer, donc être, en milieu non saturé, et con-
trairement aux résultats obtenus en saturé (ROCHON, 1978) un traceur médiocre,
dans les domaines de concentration et de teneur en eau volumique considérés aux
cours de l'expérience.
C.lb - Le sodium (Fig. 12)
- 10 cm : le pic de concentration (37,5 ppm, soit environ 3 fois la valeur du
bruit de fond) est atteint au bout d'un peu plus d'1 mois avec une
montée et une descente rapide, ce qui suggère là encore un effet
piston prédominant, étant donné l'importance de l'infiltration. La
présence d'un deuxième pic mineur, après une période d'evaporation et
au moment de la deuxième recharge, laisse supposer un relargage du
sodium adsorbe ou un échange du sodium avec les traceurs épandus pos-
térieurement.
- 30 cm : l'interprétation est ici beaucoup plus délicate si l'on considère les
fluctuations peu importantes autour de la valeur du bruit de fond. A
peine peut-on évoquer l'existence d'un "pic" 3 mois après l'aspersion
(15 ppm), décalé par rapport à celui de 10 cm, qui permettrait de
penser à un mélange progressif avec l'eau de la microporosité par dif-'
fusion moléculaire.
- 111 cm : là aussi, il est difficile de parler de pic de restitution mais il
paraît intéressant de remarquer les variations autour du bruit de
fond, phénomène qui paraît constant même pour les horizons infé-
rieurs .
Au 17/1/78, un mois après l'aspersion, le taux de restitution sur le
profil (en ne considérant que la partie de la courbe au-dessus du bruit de fond)
est de 14 %. Au 5/4/78, dans les mêmes conditions, il tombe à 9 %. On peut ainsi
apprécier la médiocre restitution du sodium, un mois après son traçage, inter-
prétable par les effets conjugués de la fixation, de la diminution éventuelle de
la perméabilité du terrain, des échanges d'ions possibles, et de la dispersion
transversale.
- 59 -
S O D I U M
A S P E R S I O N le 52-12-77> lOOpprr.
c
04-
0 , 2 -
O.t-
P6
i i i i i i i i i i i i i i i i i i i rO N D J F M À M J J A S O N D J f, M A -M
1 ! ! ' , . I _ .1 _ : ' ! .' • ' i i iI _ • -, i ' ¡ i i ¡ 1 Í 9 7 6 ' i ¡ i ! i I I 9 T 9 ; 1 « m p *P - E T R «n m m . i ¡ i i i i , i j i j i i , ; ; ¡
TS 78 40 65 1 46 62 7 - 2 -50 5 -55 0 0 6 64 2» 7S 1 III ] 21 I -«
I7/1/7B'
2
25
(6)
— (12)
10 20 SO 45 55 157 profondeur en ein
Fig.12 Courbes de restitution dJ Sodium.
- 60 -
Le sodium, pourtant considéré comme mobile par son potentiel ionique,
se révèle donc être, dans ces conditions expérimentales et avec le bruit de fond
existant à presque tous les niveaux, un mauvais traceur, d'autant plus qu'il
doit être présent dans le terrain. De plus, il serait illusoire d'augmenter
sensiblement le signal de traçage (par rapport au bruit de fond) puisque l'on
sait (QUIRK et SCHOFIEID ; 1955) que le sodium, à partir de certaines doses,
modifie les caractéristiques hydrodynamiques du terrain.
C.lc - Le potassium (Fig. 13)
- 10 cm : avant le traçage, on remarque la tendance à la baisse de la teneur en
K présent dans la matrice qui peut s'expliquer par la dilution due aux
fortes pluies. Le même phénomène se reproduit immédiatement après le
traçage, sur tout le profil. L'amorce de la montée se situe environ
15 jours après l'injection pour arriver à un pic (40 ppm) 6 mois
après. Compte tenu des vitesses transferts obtenues par le traçage
isotopique et de la quantité d'eau infiltrée après injection, on
pourrait s'attendre à obtenir le pic de concentration au bout d'une
semaine. On constate qu'il arrive après 6 mois. Il est alors possible
d'émettre l'hypothèse selon laquelle une grande part du potassium a
été fixée au niveau supérieur et que le pic obtenu correspond à un pic
de reconcentration du potassium de la matrice, vu l'importante période
d'evaporation s'étendant de mai à septembre.
- 20 cm : les mêmes phénomènes se reproduisent, mais de manière atténuée et avec
un retour à 1'état initial passant par un palier difficilement expli-
cable.
- 30 cm : le signal de traçage en iC est presque inexistant, ce qui confirmerait
l'hypothèse d'une adsorption dans les niveaux supérieurs.
C.ld - Le nickel (Fig. 14)
- 10 cm : le pic de restitution (0,83 ppm) est obtenu 3 mois et demi après l'as-
persion pendant une période peu propice à l'infiltration. On peut
penser que le traceur a été "poussé" par les pluies de février à
avril. La courbe de restitution est dissymétrique, ce qui laisse
supposer un mélange assez lent avec l'eau de la microporosité jusqu'au
retour à l'état initial.
- 61 -
10,4 -
0 , 3 -
0 , 2 -
0,1-
o-1-0III
POT AS S I U MASPERSION leI7.l.7B
C, : 100 ppmPI •-P3 r-P« c
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Pi-ETB «n mm. 9 7 8 119 T; 9 ¡ twnpc
76 .78 j 4P 55 48 - 2 -SO 5 -53 BA £8 79 III 2' - 4
0,1 -
25/8/78 • . {12)
18/5/78 i —» (10)1 /2 /78 c « (7)
10 20 30I
•no 157 profondeur en cm
Fig.13- Courbes de restitution du Potassium.
- 62 -
N I C K E L -
A S P E R S I O N le 1-2-78C , » 5 ppm
c.
0 . 4 -
0 . 3 -
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78 78 40 55 48 € 2 - 2 1-50 I 5 1-53 6 4 29 79 III 21 - 4
0,4 -
0 . 3 -
0 , 2 -
0 I -
5/4/78 • (9)
18/5/78« -«(10)
25/8/7ST- T (12)
o -10 20 30 45 55 77 110 157 profondeur «B cm
• 14 Courbes de restitution du NicKel,
- 63 -
- 30 cm : le niveau de restitution est presque équivalent et surtout synchrone,
ce qui met là encore en évidence les circulations préférentielles. Le
retour à l'état initial, malgré un point de mesure douteux en juil-
let 1978, est quelque peu plus lent, ce qui est en accord avec l'hypo-
thèse formulée pour 10 cm.
- 157 cm : le pic (au voisinage de 0,46 ppm) se situe entre mai et juillet mais
cette fois le signal parvient sur toute la hauteur du profil (2 m).
Au 18/5/78 (soit 3 mois et demi après l'aspersion), le bilan de res-
titution ne dépasse pas 5 %.
On peut donc conclure à une forte adsorption de cet élément mais, à la
différence des ions vus jusqu'à présent, cette fixation ne se produit pas uni-
quement dans les premiers centimètres. Elle se fait à différents niveaux du
profil mais, à la faveur des mécanismes adsorption-désorption suivant les condi-
tions d'humidité du terrain et en raison du très faible bruit de fond, on peut
tout de même noter le passage d'un signal amoindri.
C.le - Le cobalt (Fig. 15)
- 10 cm : tout comme pour le nickel, le signal maximal de restitution est très
faible (0,45 ppm) si on le compare par exemple à celui du lithium,
pour une même quantité épandue et avec une dilution inférieure, compte
tenu de la période d'étude. Ce pic est obtenu 4 mois et demi après
1'épandage, ce qui, en raison du délai et de la faiblesse du signal
recueilli, confirmerait une fois encore l'hypothèse de la fixation
d'une grande quantité de traceur. Toutefois, pour la partie non adsor-
bée de ce dernier, on peut présumer, vu la forme de la courbe et la
période d'échantillonnage, que c'est l'eau de la microporosité qui a
participé à la propagation du cobalt, ce qui expliquerait en partie le
temps assez long d'arrivée du pic.
- 30 cm : le pic est retardé d'environ 1 mois par rapport à celui de 10 cm et le
retour à l'état d'équilibre s'effectue un peu plus lentement.
- 45 cm : le pic de restitution, presque identique en intensité aux deux précé-
dents, est ici avancé de 2 mois par rapport à celui de 10 cm, ce qui,
- 64 -
C O B A L T
A S P E R S ION le Z . 3 . 7 8' C , ' 5 ppm
0,3-
0 , 2 -
0,1-
45 cm
0 , 4 -
0 , 3 -
0 . 2 -
1 8 / 5 / 7 8 • (10)
(15)/7/78» -»(1!)
(255/6 /78i —t (12)
10 20 30 «5 55 77 110
Fig.15 Restitution du Cobalt,
157 profondeur en cm
- 65 -
en période d'infiltration, suggérerait des circulations préférentiel-
les. En fait, il s'agit probablement de reconcentration par evapora-
tion qui s'amorce au-dessus du plan de flux nul s'enfonçant durant
cette période. Le fait de retrouver 3 pics quasiment équivalents en
intensité corrobore cette hypothèse.
Enfin, au 15/7/78, le bilan de restitution est de 2 % sur tout le
profil, ce qui confirme, malgré un passage discret tout le long du profil d'une
très faible quantité de traceur, la thèse de la fixation au niveau supérieur et
le caractère médiocre de ce traceur du point de vue quantitatif.
C.lf - Le plomb (Fig. 16)
- 10 cm : le pic principal (1,09 ppm) se situe plus d'un an après l'aspersion ;
on peut toutefois se demander si un premier pic n'a pas été manqué.
L'hypothèse la plus vraisemblable paraît alors être 1'adsorption du
plomb tout de suite après l'aspersion, puis un relargage partiel après
l'infiltration importante des pluies de mars 79.
- 30 cm : le premier pic (0,45 ppm), en juillet 78, correspondrait à la phase de
concentration par evaporation dans l'eau de la microporosité ; le
deuxième (0,43), en février 79, serait lui aussi dû à la désorption
d'une partie du plomb par les pluies de décembre à février, avec, en
plus, des circulations privilégiées expliquant l'arrivée antérieure du
relargage à 30 cm avant celui de 10 cm.
- 157 cm : là aussi, le plomb parvient jusqu'aux niveaux inférieurs, ce qui
prouve qu ' il n'a pas été entièrement fixé à la surface. Par contre,
le fait que son pic de restitution (0,53 ppm) survienne en juil-
let 78, avant même celui de 10 cm, suggère à nouveau des circulations
anormales.
Au 15/7/78, soit plus de 3 mois après le signal initial, seulement 3 %
ont été restitués, marquant ainsi le caractère peu intéressant de ce traceur
lourd et susceptible de précipiter aisément.
- 66 -
P L O M BA S P E R S I O N I e 5 - A- I97B
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10 20 30 45 55I
77I
110I
157 profondeur en cm
Fig.16 Courbes de restitution du Plomb.
- 67 -
C.lg - Le rubidium et le césium
Ces deux éléments, pourtant considérés comme mobiles, n'ont pu être
détectés lors des analyses. Deux hypothèses peuvent être envisagées :
- 1'adsorption complète dès la surface (phénomène facilité par la pré-
sence de kaolinite et d'illite).
- une sensibilité trop faible des appareils de mesure qui ne peuvent
déceler le signal.
C.lh -L'iode
Compte tenu de la • lenteur de l'analyse à l'électrode spécifique, de
l'impossibilité d'utiliser un Technicon (alors utilisé pour une autre chaîne
d'analyses), il n'a pas été possible d'exploiter le traçage par cet élément.
C.2 - RESTITUTION DU TRITIUM
- 10 cm : le pic de restitution (10906 UT) est obtenu au bout de 5 jours, ce qui
donne comme vitesse modale d'infiltration le chiffre de 2 cm/j ; sur
la partie décroissante de la courbe où le mélange des eaux s'établit,
on peut constater l'effet des pluies par les changements de pente ; le
retour à l'état initial est réalisé après 84 jours ; enfin on remar-
que, dès le 2ème jour, une amorce avortée de pic.
- 20 cm : le pic (5008 UT) est à 20 jours, avec une montée de la courbe en forme
de cloche qui traduit un mélange plus lent des eaux de pluie et de la
microporosité ; la vitesse modale d'infiltration est alors de 1 cm/j ;
le temps de retour à l'état initial est voisin de 97 jours ; là aussi,
on constate un changement de pente lors de l'absence des pluies (entre
40 et 60 jours) qui traduit un retard du mélange, et une amorce de pic
dans les tous premiers jours.
- 30 cm : la courbe peut se découper en 4 phases :
- une amorce de pic avorté comme dans les cas précédents ;
- une montée rapide du signal à 5968 UT en 6 jours, soit une vites-
se modale d'infiltration de 5 cm/j qui quantifie le phénomène de
- 68 -
circulations préférentielles déjà remarqué lors des expériences
avec traceurs cationiques ;
- un palier relativement plat, autour de 3000 UT, qui traduit une
absence momentanée de mélange ;
- une descente brutale vers le retour à l'équilibre à la suite de
l'effet de chasse des pluies survenues vers 60 jours.
- 45 cm : après une première oscillation déjà remarquée dans les cas précédents,
le "pic" (4531 UT) est à 64 jours, ce qui donne une vitesse modale
d'infiltration de 0,7 cm/j ; le retour à l'état initial est obtenu
dans le délai de 100 jours.
- 55 cm : le même phénomène qu'à 30 cm se reproduit tant en ce qui concerne la
montée rapide du signal tritié, que le palier de concentration avant
les 60 jours où l'effet de chasse se refait sentir ; la vitesse modale
d'infiltration, compte tenu des circulations privilégiées, est alors
beaucoup plus élevée (9,2 cm/j).
Pour les profondeurs inférieures, les maxima de restitution n'ont pas
été atteints. Aussi, donne-t-on les courbes pour mémoire. Toutefois, on pourra
remarquer que :
- à 77 cm, le phénomène de pic ébauché dès les premiers jours est réité-
ré.
- à 111 cm, un minimum est atteint à 30 jours, puis la montée reprend.
D'un point de vue quantitatif, les bilans de restitution sur le profil
sont les suivants après :
- 5 jours : 99 %
- 12 jours : 81 %
- 20 jours : 68 %
- 41 jours : 58 %
- 56 jours : 58 %
Le chiffre de 99 % de restitution (le calcul donnant 99,82 %) pourra
paraître aux spécialistes quelque peu miraculeux. Il faut en fait le concevoir
comme étant la somme d'erreurs (mesure, analyse, prélèvement, dilutions, plani-
métrage...) qui se compensent pour arriver à une convergence remarquable.
- 69 -
La diminution progressive de ces taux de restitution permet ainsi
d'apprécier quantitativement les effets de la dispersion à l'échelle d'une par-
celle expérimentale d'1 m2 si l'on suppose, d'une part, que le tritium n'est pas
adsorbe ou retenu dans la microporosité, d'autre part que la quantité de tritium
prélevée par échantillonnage est négligeable (ce qui a été vérifié car la somme
des prélèvements représente 1,3 % de la quantité initiale de tritium).
Enfin, le tritium, en dernière analyse, confirme donc ses excellentes
qualités de traceur et a permis d'affiner les informations, sur les circulations
préférentielles ainsi que sur les vitesses de transfert, que la chimie nous
laissait déjà envisager.
- 70 -
2 0-
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30 35 40 45 50 60 65 70I
75
Fig.17 Restitution du Tritium (è 1Dcm ) .
- 71 -
i30 60 jours
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10 15 20 25 30 35 40 45 50 55 • 6 0 70I
75
Fig.16 Restitution du Tritium(à20cm)
- 72 -
i30 60 jours
10'
jours
20 25 30 35 40 45 50 55 60 55 70 75
Fig.19 Restitution du Tritium iè30cm ).
- 73 - -
3
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10 -
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10°
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30-jours
251 i '30 35 40 r
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Fig.20 Restitution du Tritium (è 45cm ) .
- 74 -
I
30 60 jours
10«-
c•2-
10°
I02-
injection
30-jours
15 30 35 400 5 10 15 20 25
Fig.21 Restitution du Tritium Cà55cm ) .
50 60 65 70 75
- 75 -
60 jours
5 10
Fig.22 Restitution du Tritium (à 77cm ) .
- 76_-
i30 60 jours
10'
10 20 30
Fig.23 Restitution du Tritium (à111cm ).
- 77 -
\30 €0 jours
10"
10°
I02-
30'jours
10 20 3'0j
80 90
Fig.24 Restitution du Tritium (è 157cm ].
- -78 -
30 60 jours
E3
10°
I02-
30-jours
20 30 40 50 60 70
Fig.25 Restitution du Tritium (à 207cm ).
80' i
90 100
- 79 -
CONCLUSION GENERALE
Les expériences réalisées sur le site expérimental d'Orléans-la-Source
et présentées dans ce document ont été conduites dans le but d'approcher de plus
près les mécanismes de transfert d'eau à travers la zone non saturée. Pour mener
à bien cet objectif, deux types de méthode in situ ont été envisagés :
.- le traçage ionique et isotopique de 1'eau de pluie par aspersion et
injection.
- l'utilisation conjointe des techniques classiques non destructives
d'humidimétrie neutronique et de tensiométrie.
Ces dernières, effectuées sur plus de deux ans, ont fait 1 ' objet d'un
dépouillement informatisé en raison de la quantité importante de mesures. Cette
exploitation automatique de l'information s''est avérée pratique et rapide mais a
permis de mettre en évidence la nécessité, pour les futurs utilisateurs d'un tel
programme, d'employer un lissage des données, ceci pour éviter l'obtention de
résultats incohérents. En outre, l'exploitation manuelle de données prises à
titre d'exemple (calcul de K(6), calcul de stocks d'eau) a montré que les résul-
tats restaient comparables avec ceux obtenus par le calcul automatique.
Le traçage salin, pourtant conçu avec de faibles quantités de départ
(2,5 à 5 g/m2) a mis en valeur :
- l'importance des phénomènes d'adsorption sur le sol sablo-graveleux
d'Orléans ;
- la difficulté d'interprétation du comportement des éléments présents,
avant traçage en proportion non négligeable, dans le sol ;
- les phénomènes de circulations préférentielles ;
- le problème de la représentativité de l'eau prélevée dans le terrain.
En effet, le lithium est faiblement restitué (11 % 3 mois après l'as-
persion) et il n'apparaît plus au-delà de 55 cm ; le sodium, proche du lithium
par ses caractéristiques physiques (potentiel ionique, rayon hydraté), a un taux
de restitution, un mois après l'aspersion, de 14 % (en ne tenant pas compte du
bruit de fond important sur tout le profil), ce qui l'élimine lui aussi de la
catégorie des bons traceurs ; le potassium paraît complètement fixé dès les
- 80 -
premiers horizons ; le nickel, le cobalt et le plomb, bien que décelables sur
presque tout le profil, sont fortement adsorbes dès le départ (5 % de restitu-
tion après 3 mois pour le nickel, 2 % après plus de 4 mois pour le cobalt, 3 %
après plus de 3 mois pour le plomb), et suggèrent des circulations anormales.
•Pour tous ces traceurs cationiques, les vitesses d'apparition du pic de concen-
tration maximale sont très largement inférieures au cm/jour.
Le traçage isotopique s'est révélé, par contre, beaucoup plus instruc-
tif quant aux estimations des vitesses d'infiltration et de la dispersion. Les
taux de restitution passent de 99 % (à 5 jours) à 58 % (à 56 jours) pour le même
profil, ce qui met en valeur, d'une part, l'excellent comportement du tritium en
tant que traceur de la molécule d'eau, et, d'autre part, une évaluation de la
dispersion sur une période de 56 jours. De plus, les phénomènes de circulations
privilégiées apparaissent nettement sur les courbes de restitution à travers les
vitesses d'apparition des pics de concentration maximale, ce qui permet d'éva-
luer les vitesses d'infiltrations de l'eau tritiée (entre 0,7 cm/j et 9,2 cm/j).
A la lumière de ces expériences, on peut alors proposer, comme méca-
nisme de transfert de l'eau en zone non saturée, un schéma proche du modèle
"piston partiel dispersif + mélange retardé avec l'eau de la microporosité"
décrit comme suit en 4 phases :
1) état initial précédant le passage du signal de traçage
2) un mélange progressif décroissant avec l'eau de la macroporosité pour
arriver jusqu'au pic de concentration ; la pente de la courbe ascen-
dante sera d'autant plus faible que la dispersion est importante ; la
valeur du pic dépend de la concentration de traçage initial, du fac-
teur de dilution et de la teneur en eau volumique initiale.
3) décroissance due au mélange par diffusion moléculaire avec l'eau de la
microporosité
4) état stationnaire d'équilibre, une fois l'homogénéisation réalisée,
pouvant être rompu par l'effet de 1'evaporation, ou par un nouvel
apport d'eau.
A l'issue de cette étude, il apparaît que la fixation des cations
utilisés dans le sol semble être importante dans les conditions expérimentales
décrites dès les premiers centimètres, confirmant ainsi toute l'importance qui
doit être accordée à l'étude de la • zone non saturée qui détermine en grande
partie la qualité de l'eau qui alimentera les nappes sous-jacentes.
- 81 -
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- 88 -
TABLE DES SYMBOLES UTILISES
Symboles Í££5Í52Í2S¿e Dimensions
Am Surface spécifique L2M 1
C Quantité fixée à l'équilibre par gramme de substrat définissantS
1'isotherme de fixation ML 3
D(6) Diffusivité L 2 ^ 1
ETR Evapotranspiration réelle L
g Accélération de la pesanteur LT 2
h Charge matricielle L
fig Charge gravitationnelle L
H Charge matricielle L
H Charge hydraulique L
K Coefficient de perméabilité de Darcy II"1
ÎC' Conductance L 2 T ~ a
K. Constance de la loi d'action de masse *
n Porotisé totale *
n Porosité cinématique *
P Potentiel osmotique M L " 1 ! " 2
S
pF Logarithme décimal de la succion exprimée en cm d'eau *
P-ETR Infiltration efficace L
RFU Réserve facilement utilisable X
q "Débit unitaire" L T"1
Q Débit L3!"1
v Vitesse réelle, ou vitesse effective ou vitesse
intragranulaire L T 1
V Vitesse de Darcy L T*1
2 Cote (mesurée par rapport à la surface du sol) L
8 Teneur en eau volumique *
p Masse volumique apparente humide M L 3
p Masse volumique apparente à l'état sec M L 3
p Masse volumique sèche M L 3
S ^
p Masse volumique de l'eau M L 3
<|> Potentiel gravitationnel M L T
<|> Potentiel matriciel M L 1T 2
t|f Succion L
: sans dimension
Vue du site expérimental et de la fosse d'accès aux tensiomètres horizontauxet aux bougies de prélèvement
Site expérimental équipé des tubes Ai et A2 d'humidimètre neutronique et du bacde sable mis en place pour l'injection du Tritium
PLANCHE I
Tensiomètres horizontaux vus de l'intérieur de la fosse Tensiomètres verticaux proches de la parcelle expérimentale
PLANCHE II
Humidimètre neutronique équipé de son compteur äaffichage numérique
Bougies de prélèvement situées sous la parcelleexpérimentale d'épandage
PLANCHE III
1ËE&&&.£
Aiguille et seringue d'injection du Tritium à travers le bacde sable de la parcelle expérimentale du BRGM-Orléans
PLANCHE IV
- 93 -
Profondeur
(cm)
0 -
20 -
40 -
60 -
70 -
80 -
100 -
120 -
140 -
160 -
180 -
20
40
60
70
80
100
120
140
160
180
200
Densité apparentesèche
pfc (g/cm3)
1,47
1,37
1,57
1,76
1,76
1,88
2,25
2,24
1,95
2,11
2,01
e
(cm3/
0.076N
0,077N
0,074N
0.071N
0,069N
0,068N
0,067N
0,069N
0,073N
0,071N
0,072N
cm3)
- 0,3
+ 0,9
+ 0,6
+ 0,06
- 0,9
- 0,7
- 1,6
- 1,3
- 0,4
- 0,9
- 0,6
Tableau I : Equation des courbes d'étalonnage de1'humidimètre neutronique sur le siteexpérimental d'Orléans (tube A^)(Etalonnage "chimique" Cadarache).
Via foc of hpiirocU<x tco c L iicili-co
de prélèvement
6/09/7911/10/79 10 h12/10/79 9 h13/10/79 11 h15/10/79 15 h16/10/79 15 h18/10/79 16 h22/10/79 10 h26/10/79 14 h30/10/79 15 h2/11/79 14 h6/11/79 14 h9/11/79 14 h12/11/79 14 h21/11/79 9 h27/11/79 15 h6/12/79 , 15 h
Bougie 1(10 cm)
69±1269±12146±1794±14
10906±1489641±1398950+1348260+1296810±l171469+541263±50977±44925+43414±29219±21
-135±16
Bougie 2(20 cm)
70+101O3±14131±16175±19550±331804+602543+713266±814269±925008+1004807+983891±883523+842786+751663+58971+44867+42
Comptage TRITIUM (en unités tritium)
Bougie 3(30 cm)
70±1094±14106+1598+14
5510±1055968±1094872+994O6O±9O4677+973168+8033361823321+813543+84
-2847±7529451763962+89
Bougie 4(45 cm)
49110-
104+1444+9135116123+16
-123+163371276241351142+48153915519381622330+683039+783871+884181191
Bougie 5(55 cm)
70110-
102114-
574611077432112262711112551511054604+965709+10762041111532811035156+10248381984254192
3991+894009190
Bougie 6(77 cm)
32,5+8-
48+1030+766+11140+17146+1789+13198+20307125463+30534+33504+32450+30480+31705138764139
1
Bougie 7(111 cm)
_
------
448130368127
-288124
-93114-
171+18285124344126
Bougie 8(157 cm)
75+12-
4711074+1353110101+146811280+133118431998114431996114115115139117122116175+19
Bougie 9(207 cm)
133+16-
52110-------
631114319641115611160+1195+1453110
Tableau II : Résultats du traçage isotopique sur le siteB.R.G.M.-Orléans-la-Source
c e(en
à
à
à
à
à
\
UT/dm3 x
5 jours
12 jours
20 jours
41 jours
56 jours
Profondeurs(cm)
%) ^ \ ^
10
2071,05
1523,14
292,48
45
25,02
20
107,03
633,48
1011,11
341,75
163,95
30
1095,39
769,37
632,65
537,96
769,02
45
22,61
19,69
106,27
526,05
681,08
55
696,41
608,30
701,64
553,45
471,46
77
7,44
9,36
35,15
51,74
80,37
111
-
-
-
14
26
,24
,69
157
-
-
-
24
31
,84
,57
Tableau III : Bilan de restitution du Tritium.
^ ^ ^ ^ Profondeurs^ \ (cm)
C 9 ^ \ ^(en ppm x %) ^^^^^
Elément
Na+
Na+
Ni++
Li+
Co++
Pb++
Date\^^
5/4/78
7/1/78
18/5/78
17/1/78
15/7/78
15/7/78
10
0,92
7,30
0,12
0,20
0,06
0,02
20
5,77
3,60
2,50
0,03
30
2,82
2,06
0,11
0,83
0,03
0,06
45
1,49
1,28
0,11
0,01
0,04
0,01
55
2,77
1,83
0,02
0,18
77
1,51
1,60
0,03
0,02
0,01
111
2,52
0,80
0,04
0,01
157
1,94
1,48
0,06
0,05
0,07
207
2,74
I
Tableau IV : Bilan de restitution des cations
Pluie P (mm)
ETR (mm)avec R.F.U. = 100 mm
P-ETR (mm)
ANNEE 1977
NOV
97,4
19
77,6
DEC
53,2
13
40,2
ANNEE 1978
JANV
64,3
9
55,3
FEV
58,8
11
47,8
MARS
102
40
62
AVR
58,8
52
6,8
MAI
79
81
—7
JUIN
40,2
90
-50
JUIL
100,2
95
5,2
AOUT
27
80
-53
SEPT
32
32
0
OCT
8
8
0
NOV
22
17
5
DEC
95,7
12
83,7
Totalannuel
688
527
161
ANNEE 1979
Pluie P (mm)
ETR (mm)avec R.F.U. = 100 mm
P-ETR (mm)
34
5
29
89,1
11
78,1
140,2
29
111,2
71,8
51
20,8
82,6
87
-4,4
63,8
102
-38,2
17,6
76
-58,4
49,4
49
0,4
73,7
71
2,7
96
35
61
40,1
18
22,1
75
13
62
833
547
286
Tableau V : Relevé des pluies efficaces mensuelles d'Orléans-la-Source
- 98 -
""""—-«̂ Profondeur de prélèvement""""•"""-»•^^^ ( c m )
Na (ppm) ""~--x>^^^
Quantité depluie
tombée en-tre 2 pré-lèvements
(mm)
75,1
49,2
63,1
93,4
107,5
120
85
80,3
103,5
81
79,1
37
157
46,7
Date deprélèvement
11/10/77
7/11/77
12/12/77
17/01/78
01/02/78
02/03/78
05/04/78
18/05/78
15/07/78
25/08/78
15/12/78
29/01/79
12/02/79
13/03/79
11/04/79
18/05/79
nc deprélèvement
3
4
5 aspersion
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
16
17
18
10
/
9,1
4,3
37,5
19
8
5
4,5
7,5
7,75
6,3
17
8
/
/
/
20
/
/
15
18,2
4
11
30
/
20
8,5
/
/
/
/
/
/
30
8
12,7
5,75
10,8
9,6
13,5
15
10
9
11,8
/
/
5,8
/
/
/
45
13,5
/
10
8,7
7
10
11
14,5
16
18,8
14,3
/
J1
1
1
55
/
8,8
13
14,1
8
14
17,5
/
9,5
15,3
15,2
/
/
/
/
/
77
/
11,5
10,9
16,4
14,3
14,5
14
H,5
12
11,8
11,8
12
10
/
/
/
111
/
/
16
11
9,3
24
28
16,5
/
/
/
/
/
/
/
/
157
/
9,5
9,3
7,4
8
8
10
7,5
10,2
9,8
11,7
/
/
/
/
/
207
7
13,5
20
/
11
/
14
/
/
/
/
/
/
/
/
/
Tableau VI : Résultats d'analyse du sodium
- 99 -
^ s . Profondeur^"^^du prélèvement
^ " " ^ ^ (cm)
Li (ppm) ^Vv^s>^^
Date duprélèvement
07/11/79
12/12/79
17/01/78
01/02/78
02/03/78
05/04/78
18/05/78
15/07/78
25/08/78
15/12/78
29/01/79
12/02/79
13/03/79
11/04/79
18/05/79
N6 duprélèvement
4 aspersion••-
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
16
17
18
10
16,5
8,8
1,02
0,66
0,4
0,26
0,25
0,25
0,05
0,03
0,01
0,01
0,01
0,01
-
20
A,25
9,3
12,25
10,75
-
4
-
4,25
-
-
-
-
-
0,32
0,2
30
0,5
1,5
4,5
3,5
1,70
1,35
0,9
0,4
0,1
-
-
0,02
0,02
0,02
0,02
45
0,13
0,04
0,03
0,02
0,03
0,02
0,04
0,1
-
0,05
0,05
0,05
-
-
-
55
0,18
0,07
0,06
<0,01
<0,01
<0,01
-
0,13
-
-
-
-
-
-
-
77
0,02
0,02
0,03
0,01
<0,01
<0,01
<0,01
<0,01
-
-
-
-
-
-
-
Ill
0,20
0,11
0,07
<0,01
<0,01
<0,01
<0,01
-
-
-
-
-
-
-
-
157
0,02
0,04
0,02
0,01
<0,01
<0,01
<0,01
<0,01
-
-
-
-
-
-
-
207
0,04
0,07
0,03
<0,01
<0,01
<0,01
<0,01
-
-
-
-
-
-
Tableau VII : Résultats d'analyse du lithium
- 100 -
^>>\>v^ Profondeur^""^^du prélèvement
^ v (cm)
K+ (ppm) ^ \ ^ ^
Date duprélèvement
07/11/77
12/12/77
17/01/78
01/02/78
02/03/78
05/04/78
18/05/78
15/07/78
25/08/78
15/12/78
29/01/79
12/12/79
13/03/79
11/04/79
N° duprélèvement
4
5
6 aspersion•4-
7
8
9
10
11
12
13
14
15
16
17
10
20
10
18,3
9,3
12
16
27
40
30
17,55
17,5
11
12,5
5
20
-
12,3
-
-
-
-
-
18,5
-
-
-
-
-
-
30
15
9
18,5
17,2
15,5
16,5
20
31,5
28
-
-
25
12,5
-
45
9
3,4
3,6
2
1
1,6
3,6
2
2,25
2
2
<2
-
-
55
2,1
4,8
2,5
2,4
1,75
4,7
-
4,3
10
3,75
-
-
-
-
77
1
2,6
2,4
0,9
2,1
0,5
0,4
0,6
1
0,99
-
-
-
-
Ill
1,2
5,7
3,5
3
2,3
-
3,9
-
1
-
-
-
-
-
157
4
3,5
1,75
2
2
1,6
1,3
-
1,88
0,99
-
-
-
-
207
2,5
5,7
-
-
2,2
4,2
-
-
-
-
-
-
-
-
Tableau VIII : Résultats d'analyse du potassium
^̂ -v. ProfondeurN ^ u prélèvement
^ " ^ ( c m )
Ni (ppm) \ .
Date duprélèvement
01/02/78
02/03/78
05/04/78
18/05/78
15/07/78
25/08/78
15/12/78
29/01/79
12/02/79
13/03/79
11/04/79
N° duprélèvement
7 aspersion-«-
8
9
10
11
12
13
14
15
16*
17
10
-
<0,05
0,20
0,83
0,61
0,52
0,05
<0,05
<0,05
0,005
<0,005
20
-
-
-
-
0,30
0,55
-
. -
-
-
<0,005
30
-
0,05
0,50
0,77
0,40
0,55
-
-
-
0,015
<0,005
45
-
-
0,83
0,99
0,68
0,74
<0,05
<0,05
<0,05
0,005
0,010
55
-
-
0,73
-
0,49
0,34
0,07
<0,05
0,15
0,065
0,007
77
-
-
0,70
0,47
0,77
0,46
<0,05
<0,05
<0,05
0,070
<0,005
111
-
-
-
0,66
0,40
-
-
-
-
0,210
0,043
157
-
-
0,20
0,46
0,46
0,37
<0,05
<0,05
<0,05
0,005
<0,005
207
-
-
0,46
-
-
-
-
-
-
0,013
0,010
I
o
I
Tableau IX : Résultats d'analyse du nickel
* changement de précision en raison du passage au four graphite Perkin Elmer 5009.
^^-^^ Profondeurs^du prélèvement
Co (ppm) ^^^v^
Date duprélèvement
02/03/78
05/04/78
18/05/78
15/07/78
25/08/78
15/12/78
29/01/79
12/02/79
13/03/79
N° duprélèvement
8 aspersion
9
10
11
12
13
14
15
16*
10
-
0,20
0,14
0,45
0,27
0,05
0,05
-
<0,005
20
-
-
-
0,20
0,25
-
-
-
-
30
0,05
0,22
0,27
0,23
0,42
-
-
-
<0,005
45
-
0,13
0,40
0,38
0,34
<0,05
<0,05
<0,05
<0,005
55
-
0,11
-
0,23
0,29
<0,05
<0,05
<0,05
<0,005
77
-
0,23
0,29
0,29
0,25
0,06
<0,05
<0,05
0,005
111
-
-
0,32
0,23
-
-
-
-
0,015
157
-
0,20
0,25
0,36
0,36
0,08
<0,05
<0,05
<0,005
207
-
0,20
-
-
-
-
-
-
<0,005
I
o
I
Tableau X : Résultats d'analyse du cobalt
\ ^ ProfondeurNsdu prélèvement
Pb++ (ppm) ^ \ ^ ^
Date duprélèvement
05/04/78
18/05/78
15/07/78
25/08/78
15/12/78
29/01/79
12/02/79
13/03/79
11/04/79
18/05/79
N° duprélèvement
9 aspersion•i-
10
11
12
13
14
15
16
17
18
10
-
0,36
0,19
0,34
0,12
0,10
0,12
0,14
1,09
0,09
20
-
-
-
-
-
-
-
-
0,04
0,02
30
-
0,25
0,45
0,26
-
-
0,43
0,09
0,08
0,13
45
-
0,12
0,08
0,16
0,05
0,05
0,08
0,09
0,09
-
55
-
-
2,1
0,58
0,10
0,12
0,07
0,86
0,16
-
77
- •
0,08
0,08
0,11
0,05
0,03
0,02
0,05
0,04
0,05
111
-
1
0,08
-
-
-
-
-
-
1,08
157
-
0,12
0,53
0,21
0,12
0,05
0,05
0,05
0,07
0,09
207
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
oCo
Tableau XI : Résultats d'analyse du plomb
- 104 -
B R . G M D I A G R A M M E # «~~ «sc-otuat
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§
It.
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* * "3
" -
OJ —
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Analyses tí'eau de pluie (ions majeurs]après infiltration dans le site
expérimental d1 Orléans-Le Source.
Tableau XII. ' .
^N^. Dosage en
Eléments«^ ppm
^ \
Li++
Ni + +
Co + +
Pb + +
K+
Na+
Parcelle
expérimentale
(en ppm)
3
6,1
3,6
5,4
44
6,6
Parcelle
vierge
(en ppm)
0,2
0,2
0,5
0,2
24
6,8
Rapport des dosages
parcelle expérimentale sur
parcelle vierge
15
30,5
7,6
27
1,8
0,9
Masse de traceur fixé sur
la parcelle expérimentale
(en mg/dm2)
9
18
10,8
16
13,2
19,8
Rapport
masse fixée sur
masse épandue
0,40
0,72
0,40
0,64
0,26
0,39
TABLEAU XIII : Dosage(des éléments épandus) à partir d'un filtrat de solution obtenue à partir de 100 g de
sol dans 200 ml d'eau distillée pendant 24 heures (en milieu acide).
I
o
I