Résumé : De nombreux logiciels permettent
la modélisation efficace du comportement hydrodynamique
des aquifères dans les milieux continus. Pour étudier
les transfert de pression dans les milieux discontinus comme les
karsts, les modèles de type boite-noire s'avèrent
trop restrictifs et les modèles à réseaux
de conduits discrets inadaptés à l'échelle
des réservoirs. Nous montrons que l'utilisation d'un modèle
pour milieux continus peut fournir des résultats intéressants
même dans le cas de systèmes complexes, mais requiert
une adaptation particulière aux spécificités
du karst.
Le problème est abordé par l'étude d'un système
hydrogéologique situé dans le Languedoc méditerranéen:
le bassin de St-Chaptes. Ce système comprend trois aquifères
superposés inclus dans quatre séries stratigraphiques
différentes. Le principal aquifère est un karst
qui est également en contact latéral avec deux autres
karsts qui appartiennent à des systèmes hydrogéologiques
différents.
En considérant des données d'ordre géologique
en plus des données hydrologiques et en faisant l'hypothèse
d'une homogénéisation relative du comportement hydraulique
du karst à grande échelle spatiale pour des pas
de temps journaliers à mensuels, le modèle qui prend
en compte les relations avec les autres aquifères permet
:
- une première identification des principales hétérogénéités
du réservoir;
- la localisation de barrières et de secteurs peu perméables
qui isolent certaines parties de l'aquifère;
- la mise en évidence d'un comportement singulier des niveaux
piézométriques dans les parties captives de l'aquifère;
- la caractérisation des échanges avec les autres
aquifères qui sont limités en volume mais présents.
Abstract : Numerous softwares allow the efficient
modeling of the aquifers hydrodynamic behaviour in continuous
media. To study pressure transfert in uncontinuous media like
karsts, the black-box models are too reducing and the models considering
discrete conduits networks are unsuitable for the reservoir scale.
We show that the utilization of a continuous media model can lead
to useful results even in the case of complex systems, but needs
a peculiar adaptation to karst specificity.
The problem is approached with the example of hydrogeological
system located in the mediterranean Languedoc: the St-Chaptes
basin. This system consists in three superposed aquifers included
in four different stratigraphic series. The main aquifer is a
karst in contact with two other karsts which belong to different
hydrogeologic systems.
Considering geologic data in addition to hydrologic ones and with
the hypothesis of a relative homogenization of the karts hydraulic
behaviour at the large spatial scale for daily to mensual steps,
the model which is taking into account the relations with the
other nappes allows:
- a preliminary first identification of the main heterogeneities
inside the reservoir;
- the location of barriers and of low permeability zones which
isolate some parts of the aquifer;
- the observation of a curious behaviour of the piezometric levels
in the confined zones of the aquifer;
- the characterization of the exchanges with the other aquifers
which are weak but exist.
Introduction
La modélisation du comportement hydrodynamique des aquifères
est à l'origine de la mise au point de nombreux logiciels
dont une dizaine sont commercialisés. La majorité
des programmes développés sont adaptés aux
milieux continus (aquifères de type milieu continu) et
utilisent les méthodes des différences finies ou
des éléments finis (Domenico et Schwartz 1997).
Pour étudier les transferts de pression en milieu discontinu,
en particulier dans les karsts, les modèles utilisés
sont de deux types. Les modèles de type boîte-noire
(Drogue et Guilbot 1976 ; Atkinson 1977), où le réservoir
est supposé unique, statistiquement homogène, établissent
une relation univoque entre une entrée identifiable unique
et une sortie unique. Les modèles discrets sont souvent
des arrangements géométriques de conduits qui utilisent
la méthodes des éléments finis (Kiraly 1979
; Goué 1983 ; Kiraly 1984 ; Eisenlohr et al. 1997). Ils
ne peuvent modéliser que des volumes réduits (quelques
km3 au mieux) car ils nécessitent des données statistiques
fiables.
Les besoins en eau rendent nécessaire l'exploitation d'aquifères
très complexes dont les modèles classiques n'expliquent
pas le fonctionnement faute de pouvoir identifier et prendre en
compte toutes les données nécessaires.
L'utilisation des données d'ordre géologique (tectonique,
néotectonique, géomorphologie) en plus des données
hydrologiques permettrait de caractériser les différents
réservoirs, leur relation mutuelle et d'établir
une modélisation plus proche des bilans hydrauliques réels.
Les problèmes de caractérisation évoqués
ci-dessus ont été particulièrement présent
dans l'étude d'un système hydrogéologique
complexe situé dans le Languedoc méditerranéen
: le bassin de St-Chaptes (Fig. 1). Ce système comprend
trois aquifères superposés inclus dans quatre séries
stratigraphiques, qui ont des zones d'échanges limitées
dans l'espace. Il est également en contact latéral
avec deux karsts qui dépendent de systèmes hydrogéologiques
différents.
L'aquifère principal est un karst de 600 km2 d'étendue
présent dans une série carbonatée de 400
m d'épaisseur en moyenne. Il est en partie affleurant,
en partie sous couverture et n'a jamais fait l'objet d'une étude
hydrogéologique, à l'exception de certaines parties
affleurantes au Sud-Ouest et au Nord-Est du l'aquifère
(Ricolvi 1968 ; Guerre 1971). Il est cependant reconnu comme une
ressource potentielle en eau (Drogue et al. 1980). Ce karst polygénique
est apparu dès le Crétacé supérieur
(Josnin 1999) dans des carbonates du Crétacé inférieur.
Le problème de la gestion et de l'exploitation de cet aquifère
karstique du bassin de St-Chaptes se pose depuis 1996. Cela suppose
la compréhension du fonctionnement hydrodynamique de ce
réservoir, à la fois du point de vue des écoulements
internes, mais aussi des échanges avec les autres aquifères
présents dans le secteur d'étude.
Le problème est d'identifier puis de caractériser
les relations certaines ou supposées entre ce réservoir
karstique et les autres aquifères et de reproduire un modèle
équivalent de son fonctionnement hydrodynamique. A partir
de données climatiques, de suivis piézométriques,
de jaugeages de débits de pertes et de résurgences,
le modèle doit proposer un bilan des débits d'entrée
(y compris masqués) et des débits de sortie (idem)
aux différentes limites de l'aquifère. En faisant
l'hypothèse d'une homogénéisation relative
du comportement hydraulique du karst à grande échelle
spatiale pour des pas de temps journaliers à mensuels,
il est possible de montrer qu'un modèle prévu initialement
pour les milieux continus permet à la fois :
- la prise en compte des relations avec les autres aquifères.
- une première identification des principales hétérogénéités
du réservoir.
Ce modèle permet de mettre en évidence ou de confirmer
:
- l'existence de barrières et de secteurs peu perméables,
qui isolent certaines parties de l'aquifère.
- un comportement singulier de la piézométrie dans
les parties captives de l'aquifère.
- que les échanges avec les autres aquifères sont
limités en volume mais présents.
Méthodologie
L'aquifère karstique est localisé dans les carbonates
mésozoïques (Fig. 2). Il est en partie affleurant,
en partie sous couverture et s'étend sur 21 km du Nord
au Sud et sur 28 km d'Ouest en Est. Il est en contact avec deux
aquifères non karstiques et deux karsts latéraux.
Le modèle retenu doit quantifier par un ordre de grandeur
les flux échangés entre le karst du bassin de St-Chaptes
et les autres aquifères. Les seules informations disponibles
sont la localisation et la dimension des surfaces de contact entre
les différentes séries aquifères.
La compréhension du fonctionnement interne du karst repose
sur la modélisation des transferts de pression à
partir de données piézométriques et de débits
de pertes et de résurgence.
Un karst peut être schématisé comme un milieu
à double porosité (Drogue 1971a) où le premier
terme concerne les écoulements dans les conduits (grande
perméabilité et faible capacité de stockage),
et le second terme les parties fracturées du massif peu
ou pas karstifiées (perméabilité faible et
capacité de stockage élevée). Dans le détail,
le fonctionnement est plus compliqué car les réseaux
de conduits eux mêmes peuvent être relativement indépendants
(reliés entre eux par une zone fracturée peu perméable
par exemple, Drogue et Grillot 1976 ; Morales-Juberias et al.
1996). De plus, la recharge via l'épikarst des zones affleurantes
ne suit pas des lois identiques suivant la période du cycle
hydrologique (saison sèche ou humide ; Drogue 1971b). Elle
réalimente le système des conduits et le système
peu perméable dans des proportions variables dans le temps
(Jeannin et Grasso 1995).
Les écoulements dans les conduits karstiques sont turbulents.
Cependant, si l'on considère le milieu équivalent
que représente un réseau de conduits, on peut se
ramener, en prenant des précautions, à la loi de
Darcy (Kovacs 1986) et aux équations de Dupuit (Bonacci
1995), donc aux lois des milieux continus en régime permanent.
Sans conduire à des résultats fiables d'un point
de vue quantitatif, l'utilisation des lois d'écoulement
en milieu continu permet d'affiner les problèmes qualitatifs
(Pulido-Bosch et Padilla-Benitez 1988). Dans certains cas particuliers
de karsts captifs profonds sous 1300 m de couverture et d'étendue
de l'ordre de 300 km2 (Pistre, S., Fénart, P., 1998. Modélisation
hydrodynamique d'un gisement d'hydrocarbures dans un karst sous
couverture - Aspect prévisionnel: Le gisement de Rospo
Mare. Rapport ELF Idrocarburi Italiana), où l'écoulement
naturel est de type pseudo-permanent (sans variations saisonnières),
des modèles numériques conçus pour des aquifères
continus, dérivés de la famille MODFLOW (Mac Donald
et Harbaugh 1988), ont donné de très bons résultats.
Souvent, ces modèles ne sont utilisés que lorsque
la karstification n'est pas très développée,
comme dans les aquifères crayeux du Nord-Pas-de-Calais
(Louche et al. 1997) ou dans certains carbonates des Apennins
(Angelini et Dragoni 1997).
A l'échelle du bassin étudié (600 km2 ´
400 m), on peut supposer que l'effet des hétérogénéités
spécifiques au karst disparaît. La construction d'un
modèle de type milieu continu équivalent (maillé)
avec comme objectif la validation des hypothèses que permettent
l'analyse des données hydrologiques et géologiques
a été retenue. Dans un premier temps, les niveaux
piézométriques sont considérés dans
leur ensemble. C'est-à-dire qu'ils sont utilisés
pour représenter une moyenne de la piézométrie
dans l'aquifère, qui ne prend pas en compte les écarts
de piézométrie qui existent entre les conduits d'une
part, et les parties fracturées peu karstifiées
d'autre part.
Contexte géologique
L'aquifère karstique est inclus dans les séries
du Barrémien inférieur à faciès urgonien,
dénommé ici urgonien. Il s'agit de calcaires récifaux,
très massifs, dont l'épaisseur varie entre 300 et
500m (Fig.3). La géométrie actuelle des séries
urgoniennes (Fig. 3 et Fig. 4) est héritée des différentes
phases tectoniques qui se sont succédées depuis
le Crétacé inférieur. Le bassin de St-Chaptes
s'est développé dans une structure synclinale attribuée
à la compression pyrénéenne d'axe Nord-Sud
de l'Eocène (Arthaud et Laurent 1995). Cette structure
est recoupée, à l'Ouest, par des horsts et grabens
Nord-Est/Sud-Ouest à Nord-Sud attribués à
l'extension oligocène d'axe Nord-Ouest/Sud-Est (Arthaud
et al. 1981 ; Séranne et al. 1995) (Figs. 2, 3 et 4). Ce
bassin montre une continuité avec les bassins d'Alès
au Nord-Ouest et de Sommières au Sud-Ouest (Fig. 6). A
l'Est, la terminaison de la structure synclinale (cf. plus haut)
limite le bassin. La structure du bassin a peu évolué
depuis le début du Miocène. La compression alpine
n'est marquée que par des diaclases de direction voisine
de N100 (Vela-Velasquez 1977). Les séries pliocènes
sont absentes. Une tectonique würmienne peut être démontrée
dans la partie nord-ouest (Josnin et al. 1998). Dans les secteurs
ouest et sud de notre zone d'étude, les séries du
Paléocène à l'Oligocène inférieur
peuvent reposer directement sur l'urgonien dont la partie supérieure
montre un épikarst fossile. Dans les secteurs nord et est,
la série du Crétacé supérieur est
complète, en dehors des zones érodées, et
le paléo-épikarst est absent.
L'aquifère karstique occupe une surface de 600 km2 et la
karstification est développée sur pratiquement toute
l'épaisseur de la série urgonienne au niveau des
affleurements. Il est inclus dans le bassin versant du Gardon
(2200 km2), rivière longue de 131 km, d'un débit
moyen estimé à 50 m3.s-1 à sa confluence.
Une carte du toit de l'urgonien a été proposée
à partir de données géophysiques (cartes
d'anomalies de Bouguer à l'échelle 1/80000, profils
en sismique réflexion) (Josnin, J.-Y., 1996. Structure
des calcaires du Barrémien supérieur à faciès
urgonien : rapport préliminaire. Rapport interne BRL-i
/ Université Montpellier II) (Fig. 4). L'évolution
du karst depuis la fin du Crétacé, en corrélation
avec ces événements géologiques a été
décrite dans un autre ouvrage (Josnin 1999).
Les limites hydrogéologiques
Les limites hydrogéologiques latérales du réservoir
étudié sont définies à partir des
données géologiques et des données de traçages,
ces dernières étant en accord avec les données
piézométriques.
Les résultats de 17 traçages, réalisés
par des équipes de spéléologues ou par le
Bureau de Recherches Géologiques et Minières (B.R.G.M.)
dans les parties affleurantes de l'urgonien, sont reportés
Figure 6. Ces traçages, qui ne visaient qu'à déterminer
des directions moyennes d'écoulement, n'ont donc fait l'objet
d'aucun traitement quantitatif. Les limites hydrogéologiques
de l'aquifère étudié sont les suivantes :
- Au Sud-Ouest, le cœur de l'anticlinal de Lédignan
(Fig. 2) constitue une limite étanche. Les traçages
montrent que l'aquifère karstique du flanc est de cet anticlinal
n'est pas seulement présent dans l'urgonien. La partie
de l'Hauterivien qui jouxte l'urgonien, malgré une alternance
de bancs marneux et calcaires est également karstifiée
et forme avec l'urgonien un même aquifère (pertes
Fig. 6). Les séries sous-jacentes sont des marnes et constituent
le mur du karst. A l'extrême sud de ce secteur, la limite
de l'aquifère est imprécise.
- Au Sud, la limite des affleurements urgoniens est aussi la limite
de l'aquifère du bassin de St-Chaptes. En effet, au Sud
de cette limite, les écoulements karstiques présents
dans les séries du Barrémien inférieur et
de l'Hauterivien sont orientés en direction de la Fontaine
de Nîmes (exutoire permanent à la côte 51 m
N.G.F.). Au Nord de la limite, les écoulements sont tous
orientés en direction des gorges du Gardon (Figs. 2 et
6, résurgences pérennes entre 30 m et 26 m N.G.F.).
Cette limite, avec un premier aquifère karstique latéral,
est soit une crête piézométrique, soit une
limite étanche. D'après les traçages et les
données piézométriques, l'exutoire principal
du réservoir karstique de St-Chaptes semble être
la sortie des gorges du Gardon. Il s'agit de l'exutoire aérien
car il n'est pas exclu que l'aquifère continue dans l'urgonien
jusqu'à la faille de Nîmes.
- A l'Est, l'extension du karst est mal définie. L'anticlinal
d'Uzès (Figs. 2 et 6) révèle deux exutoires
pour un même réseau karstique. Le traçage
le plus oriental représenté ici (Fig. 6) a été
réalisé dans un karst indépendant de celui
de l'anticlinal d'Uzès (François, J.-M., et Estimbre,
L., 1998. Etude de l'aquifère karstique de l'urgonien "Analyse
et synthèse des données existantes". Rapport
interne BRL-i), bien que présent aussi dans les séries
urgoniennes. La fiabilité de ce traçage est douteuse.
L'imprécision de la localisation de la limite entre les
deux karsts conduit à utiliser dans la modélisation
une limite située à l'intérieur de l'aquifère
étudié. Cette limite est considérée
comme une limite d'alimentation pour le modèle (ajout du
flux de la partie amont dont on ignore l'étendue et les
contours).
- Au Nord, l'anticlinal de Belvezet (Fig. 2) paraît être
la limite septentrionale de l'aquifère de l'urgonien du
bassin de St-Chaptes. Le traçage indiqué en pointillés
à la Figure 6 n'est pas fiable. Les autres traçages,
de part les directions d'écoulement qu'ils indiquent, ont
été réalisés dans des réservoirs
karstiques différents de celui du bassin étudié,
quoique également creusés dans l'urgonien. Ces karsts
creusés dans l'urgonien, qui constituent les limites est
et nord sont considérés comme le second contact
latéral entre le système karstique étudié
et d'autres aquifères. L'altitude des résurgences
le confirme. La limite nord pourrait se présenter sous
la forme d'une crête piézométrique à
l'Est de l'anticlinal, alors que le cœur de l'anticlinal,
à l'Ouest, est une limite étanche. On remarquera
ici également la mise en évidence d'une karstification
dans les séries de l'Hauterivien (pertes, Fig. 6).
- Au Nord-Ouest, le synclinal recoupé en horsts et grabens
qui relie le bassin de St-Chaptes à celui d'Alès,
est une limite d'alimentation au moins au niveau du système
de pertes n°1 (Fig. 6)(flux imposé par l'intermédiaire
d'un débit d'entrée). Dans le secteur des pertes
n°1, et seulement à cet endroit, l'aquifère
karstique étudié est en contact avec deux aquifères
sus-jacents alors qu'il en est séparé partout ailleurs
par des niveaux imperméables (Fig. 5). Le premier est un
aquifère fissuré dans les carbonates de l'Eocène
terminal dont l'épaisseur varie entre 5 et 100 m. Le second
est l'aquifère des séries alluviales du Gardon en
amont des gorges, dont l'épaisseur varie entre 0 et 40
m. Les échanges entre le karst, la nappe alluviale et l'aquifère
fissuré dans l'Eocène se font donc au voisinage
des pertes. Le contact avec un aquifère profond situé
au Nord-Est de la zone est possible le long d'une faille N030,
mais non démontré.
Les données hydrologiques
Les bilans hydrologiques (pluies, débits aux pertes et
résurgences du Gardon)
Le bilan hydrologique est important pour fixer les conditions
aux limites du modèle. Il se calcule à partir de
:
i- l'estimation de l'infiltration diffuse directe dans l'aquifère
(sur l'épikarst affleurant) ;
ii- l'estimation des échanges avec d'autres aquifères,
si ces échanges existent ;
iii- l'estimation des débits des pertes et des résurgences
du (des) bassin(s) versant(s) qui recoupe(nt) l'aquifère
karstique ;
iv- les pompages éventuels.
Dans notre cas d'étude, il n'existe aucun moyen de mesurer
les échanges de flux avec d'autres aquifères, même
si l'on peut s'attendre à ce que de tels flux existent
au niveau des limites nord-est, est et sud de l'aquifère.
Ces échanges font donc partie des inconnues.
Les données ont été collectées sur
un cycle hydrologique presque complet (de la fin de Juin 1997
à Juin 1998).
Les données. La surface de la zone d'infiltration, déterminée
à partir des affleurements et des limites mises en évidence
par les traçages, est de 130 km2. L'impluvium est contrôlé
par 3 stations pluviométriques (Fig. 8).
Le Gardon comprend 3 grands systèmes de pertes (Fig. 6)
et deux systèmes de résurgences pérennes
(la source de l'anticlinal d'Uzès et les résurgences
de la sortie des gorges du Gardon). L'estimation du débit
des pertes et des résurgences repose sur la mesure du débit
aérien en amont et en aval des systèmes de pertes
ou de résurgences à partir de stations de jaugeages.
Le dispositif mis en place permet de calculer le débit
d'entrée dans le troisième système de pertes,
la somme des débits des deux premiers systèmes de
pertes, ainsi que le débit des résurgences des gorges
du Gardon. Ce dispositif ne peut fonctionner qu'à l'étiage,
les seuils de jaugeage ne permettant pas de mesures en hautes
eaux.
L'exploitation des données. Le pas de temps de 2 semaines
qui sépare les jaugeages a tendance à lisser les
variations de débit et est susceptible de donner des mesures
non représentatives du débit moyen de la semaine
pendant laquelle la mesure est effectuée. Ceci est vérifié
sur le débit global des résurgences, où des
mesures au pas de temps journalier ont pu être réalisées
sur 7 semaines (Fig. 7c). On remarque quand même que les
écarts entre les deux courbes sont inférieurs à
10%.
C'est pourquoi, pour réaliser le bilan des débits
d'entrée et de sortie dans le réservoir autres que
par échanges avec d'autres aquifères, des courbes
de tendances calculées à partir de polynômes
d'ordre 6 (Fig. 7a) ont été préférées
aux courbes lissées (Fig. 7b).
Les résultats montrent que pendant les 4 mois d'étiage
:
- le volume total sorti aux résurgences du Gardon est de
l'ordre de 50.106 m3, ce qui est supérieur de 9% au volume
des entrées si l'on tient compte d'une infiltration efficace
de 40%. Etant donné les incertitudes dues aux dispositifs
de mesure (système de pertes n°1 en nappe alluviale),
et si l'on fait l'hypothèse que l'on peut négliger
les débits de la source d'Uzès (seule autre source
pérenne dans le réservoir, les débits maxima
mesurés pour cette source représentent 30 % du débit
minimum mesuré sur les résurgences du Gardon, soit
des erreurs constatées inférieures à 10%),
on peut considérer qu'il y a équilibre entre les
volumes d'entrée et de sortie.
- il n'apparaît pas de relation linéaire du point
de vue temporel entre les deux types de débit d'entrée
(pertes et infiltration considérés ensembles ou
séparément) et les débits de sortie (Fig.
7d). Un certain parallélisme existe toutefois entre la
courbe des débits de sortie et celle des débits
d'entrée par les pertes, si l'on fait abstraction des valeurs
du mois de juin.
Les corrélations pluies - piézométrie
Le niveau piézométrique mesuré dans un aquifère
karstique est différent selon qu'il l'est dans le réseau
des conduits ou dans les parties peu perméables (Drogue
1980). Nous faisons ici l'hypothèse qu'à l'échelle
spatiale à laquelle nous travaillons, les valeurs du niveau
piézométrique mesurées représentent
à 5 m près une valeur moyenne de la piézométrie
dont on peut suivre l'évolution temporelle.
Les données piézométriques enregistrées
du mois de juillet 1997 au mois de juin 1998 permettent de compléter
l'information fournie par le bilan des flux, limitée à
l'étiage.
Analyse mensuelle. Les données piézométriques
disponibles (moyenne mensuelle ou mesure au pas de temps mensuel)
sont comparées qualitativement avec la pluviométrie
mensuelle mesurée sur l'ensemble du bassin (Fig. 9). On
en déduit les informations suivantes :
i- L'amplitude des variations de la piézométrie
est inégale suivant les secteurs. Dans les garrigues de
Nîmes, en particulier dans les gorges du Gardon (Fig. 2
et 8), la piézométrie varie dans une gamme de 1
à 15 m au cours des 11 mois de suivi (forages F15, F16,
F19). Ailleurs, la gamme des variations est comprise entre 15
et 40 m (voir autres forages Fig. 9a).
ii- L'évolution de la piézométrie, d'un forage
à l'autre, est variable. La remontée piézométrique
de l'automne 1997, générale dans l'aquifère,
est concave pour les forages F5, F14 et F15 (Fig. 9b). Pour le
forage F8 et celui de F2, la remontée piézométrique
est convexe. Il apparaît donc des variations de comportement
hydrodynamique dans certains secteurs de l'aquifère.
iii- Le niveau piézométrique moyen dans l'aquifère
est maintenu par les débits des pertes du Gardon. Les niveaux
piézométriques les plus bas (sur les forages suivis
au pas de temps journalier) sont ceux de l'étiage 1997,
précédé d'un mois de juin exceptionnellement
pluvieux (193 mm). Pendant l'épisode sec de janvier à
mars 1998, (moins de 40 mm en 3 mois), le niveau piézométrique
baisse mais reste élevé en valeur absolue. Le débit
du Gardon en amont de l'aquifère karstique étudié
dépend de l'impluvium et du débit des sources dans
le massif des Cévennes. Il est faible pendant l'étiage
1997 et probablement moyen (non mesuré) au printemps 1998.
Il influence le débit des pertes et donc une partie du
débit d'alimentation de l'aquifère. La remontée
du niveau piézométrique sur les 3 forages F5, F15
et F16 (Fig. 9c) dès le mois de septembre 1997 (le mois
le plus sec de cet étiage) est aussi une conséquence
de l'augmentation du débit du Gardon (et des pertes) à
la suite d'orages sur le Massif des Cévennes.
iv- Trois forages (F9, F6, F12, non présentés Fig.
9) montrent en moyenne une piézométrie anormalement
basse par rapport aux forages qui les entourent et contradictoire
avec les gradients d'écoulements indiqués à
la fois par les traçages et par la piézométrie
globale. La présence de ces points bas s'explique par la
présence de pompages, dont les débits et les rabattements,
sur ces forages, sont inconnus (forages de particuliers).
Analyse journalière. L'étude au pas de temps journalier
de l'effet d'un événement pluvieux isolé
montre que les forages les plus rapides à réagir
à l'impluvium sont ceux des zones affleurantes. Ils amorcent
une décrue dans les 48 h qui suivent l'événement
pluvieux (F7, F16, F19, Fig. 10) quand les autres forages continuent
à voir leur niveau piézométrique augmenter
régulièrement 6 jours après cet événement
(F5 par exemple est dans ce cas alors qu'on y observe des rabattements
de 0,2 m en 24 h lors d'un pompage à 0,3 m3.h-1, on ne
peut donc pas dire de F5 qu'il intersecte une zone peu perméable).
Le fait que les forages inclus dans les parties affleurantes,
c'est-à-dire ceux qui sont dans les parties libres de l'aquifère,
aient les variations piézométriques les plus rapides
montre une anomalie de fonctionnement de l'aquifère. Ce
phénomène est discuté dans la section Résultats
et discussion.
