Si vous sortez dans votre jardin ou dans une forêt ou un parc et que vous commencez à creuser, vous constaterez que le sol est humide (à moins que vous ne soyez dans un désert), mais qu’il n’est pas saturé d’eau. Cela signifie qu’une partie des pores du sol est occupée par de l’eau et qu’une autre partie est occupée par de l’air (sauf si vous êtes dans un marécage). C’est ce qu’on appelle la zone non saturée. Si vous pouviez creuser assez profondément, vous arriveriez au point où tous les espaces interstitiels sont remplis à 100 % d’eau (saturés) et le fond de votre trou se remplirait d’eau. Le niveau d’eau dans le trou représente la nappe phréatique, qui est la surface de la zone saturée. Dans la plupart des régions de la Colombie-Britannique, la nappe phréatique se trouve à plusieurs mètres sous la surface.

L’eau qui tombe sur la surface du sol sous forme de précipitations (pluie, neige, grêle, brouillard, etc.) peut s’écouler de la pente d’une colline directement vers un cours d’eau sous forme de ruissellement, ou elle peut s’infiltrer dans le sol, où elle est stockée dans la zone non saturée. L’eau dans la zone non saturée peut être utilisée par les plantes (transpiration), s’évaporer du sol (évaporation), ou continuer à dépasser la zone des racines et s’écouler vers le bas jusqu’à la nappe phréatique, où elle recharge les eaux souterraines.

Une coupe transversale d’un versant de colline typique avec un aquifère non confiné est illustrée à la figure 14.5. Dans les zones à relief topographique, la nappe phréatique suit généralement la surface du terrain, mais a tendance à se rapprocher de la surface dans les vallées, et à croiser la surface là où il y a des cours d’eau ou des lacs. La nappe phréatique peut être déterminée à partir de la profondeur de l’eau dans un puits qui n’est pas pompé, bien que, comme décrit ci-dessous, cela ne s’applique que si le puits se trouve dans un aquifère non confiné. Dans ce cas, la majeure partie du versant de la colline constitue la zone d’alimentation, où l’eau provenant des précipitations s’écoule vers le bas à travers la zone non saturée pour atteindre la nappe phréatique. La zone au niveau du ruisseau ou du lac vers laquelle l’eau souterraine s’écoule est une zone de décharge.

Qu’est-ce qui fait que l’eau s’écoule des zones de recharge vers les zones de décharge ? Rappelez-vous que l’eau s’écoule dans des pores où il y a de la friction, ce qui signifie qu’il faut du travail pour déplacer l’eau. Il existe également une certaine friction entre les molécules d’eau elles-mêmes, qui est déterminée par la viscosité. L’eau a une faible viscosité, mais la friction reste un facteur. Tous les fluides en mouvement perdent toujours de l’énergie en raison de la friction avec leur environnement. L’eau s’écoule des zones à forte énergie vers celles à faible énergie. Les zones de recharge se trouvent à des altitudes plus élevées, où l’eau a une forte énergie gravitationnelle. C’est l’énergie du soleil qui a évaporé l’eau dans l’atmosphère et l’a soulevée jusqu’à la zone de recharge. L’eau perd cette énergie gravitationnelle en s’écoulant de la zone de recharge vers la zone de décharge.

Dans la figure 14.5, la nappe phréatique est en pente ; cette pente représente le changement d’énergie potentielle gravitationnelle de l’eau au niveau de la nappe phréatique. La nappe phréatique est plus haute sous la zone de recharge (90 m) et plus basse au niveau de la zone de décharge (82 m). Imaginez la quantité de travail nécessaire pour soulever de l’eau à 8 m de hauteur dans les airs. C’est l’énergie qui a été perdue par friction lorsque l’eau souterraine s’est écoulée du sommet de la colline vers le cours d’eau.

La situation devient beaucoup plus compliquée dans le cas des aquifères confinés, mais ils sont d’importantes sources d’eau et nous devons donc comprendre comment ils fonctionnent. Comme le montre la figure 14.6, il y a toujours une nappe phréatique, et cela même si les matériaux géologiques de surface ont une très faible perméabilité. Lorsqu’il existe un aquifère confiné – c’est-à-dire séparé de la surface par une couche de confinement – cet aquifère aura sa propre « nappe phréatique », appelée en fait surface potentiométrique, car elle est une mesure de l’énergie potentielle totale de l’eau. La ligne pointillée rouge de la figure 14.6 est la surface potentiométrique de l’aquifère confiné, et elle décrit l’énergie totale de l’eau dans l’aquifère confiné. Si nous forons un puits dans l’aquifère non confiné, l’eau montera jusqu’au niveau de la nappe phréatique (puits A de la figure 14.6). Mais si nous forons un puits à travers l’aquifère non confiné et la couche de confinement et dans l’aquifère confiné, l’eau s’élèvera au-dessus du sommet de l’aquifère confiné jusqu’au niveau de sa surface potentiométrique (puits B dans la figure 14.6). C’est ce qu’on appelle un puits artésien, car l’eau s’élève au-dessus du sommet de l’aquifère. Dans certaines situations, la surface potentiométrique peut être au-dessus du niveau du sol. Dans ce cas, l’eau d’un puits foré dans l’aquifère confiné s’élèverait au-dessus du niveau du sol et s’écoulerait, s’il n’est pas recouvert (puits C de la figure 14.6). On parle alors de puits artésien coulant.

Dans les situations où il existe un aquitard d’étendue limitée, il est possible qu’un aquifère perché existe, comme le montre la figure 14.7. Bien que les aquifères perchés puissent être de bonnes sources d’eau à certaines périodes de l’année, ils ont tendance à être relativement minces et petits, et peuvent donc facilement être épuisés par un pompage excessif.

En 1856, l’ingénieur français Henri Darcy a réalisé quelques expériences dont il a tiré une méthode d’estimation du débit des eaux souterraines basée sur le gradient hydraulique et la perméabilité d’un aquifère, exprimée à l’aide de K, la conductivité hydraulique. L’équation de Darcy, qui a été largement utilisée par les hydrogéologues depuis, se présente comme suit :

V = K * i

(où V est la vitesse d’écoulement de l’eau souterraine, K est la conductivité hydraulique et i est le gradient hydraulique).

Nous pouvons appliquer cette équation au scénario de la figure 14.5. Si nous supposons que la perméabilité est de 0,00001 m/s, nous obtenons : V = 0,00001 * 0,08 = 0,0000008 m/s. Cela équivaut à 0,000048 m/min, 0,0029 m/heure ou 0,069 m/jour. Cela signifie qu’il faudrait 1450 jours (près de quatre ans) à l’eau pour parcourir les 100 m qui séparent le voisinage du puits du cours d’eau. Les eaux souterraines se déplacent lentement, et c’est un temps raisonnable pour que l’eau parcoure cette distance. En fait, elle mettrait probablement plus de temps que cela, car elle ne se déplace pas en ligne droite.

Il est essentiel de comprendre que l’eau souterraine ne s’écoule pas dans les cours d’eau souterrains et ne forme pas de lacs souterrains. À l’exception des zones karstiques, avec des grottes dans le calcaire, les eaux souterraines s’écoulent très lentement à travers les sédiments granulaires, ou à travers la roche solide qui présente des fractures. Des vitesses d’écoulement de plusieurs centimètres par jour sont possibles dans des sédiments significativement perméables avec des gradients hydrauliques importants. Mais dans de nombreux cas, les perméabilités sont inférieures à celles que nous avons utilisées comme exemples ici, et dans de nombreuses régions, les gradients sont beaucoup plus faibles. Il n’est pas rare que les eaux souterraines s’écoulent à des vitesses de quelques millimètres à quelques centimètres par an.

Comme on l’a déjà noté, l’eau souterraine ne s’écoule pas en ligne droite. Elle s’écoule des zones de haute pression hydraulique vers les zones de basse pression hydraulique, ce qui signifie qu’elle peut s’écouler « en amont » dans de nombreuses situations. Ceci est illustré dans la figure 14.8. Les lignes orange en pointillés sont des lignes équipotentielles, c’est-à-dire des lignes de pression égale. Les lignes bleues sont les voies d’écoulement prévues pour les eaux souterraines. Les lignes rouges en pointillés sont des limites de non-écoulement, ce qui signifie que l’eau ne peut pas s’écouler à travers ces lignes. Ce n’est pas parce qu’il y a quelque chose là pour l’arrêter, mais parce qu’il n’y a pas de gradient de pression qui amènerait l’eau à s’écouler dans cette direction.

L’eau souterraine s’écoule à angle droit par rapport aux lignes équipotentielles de la même manière que l’eau qui descend une pente s’écoulerait à angle droit par rapport aux lignes de contour. Le cours d’eau dans ce scénario est l’endroit où le potentiel hydraulique est le plus faible, donc l’eau souterraine qui s’écoule vers les parties inférieures de l’aquifère doit s’écouler vers le haut pour atteindre cet endroit. Elle est forcée vers le haut par les différences de pression, par exemple, la différence entre les lignes équipotentielles 112 et 110.

L’eau souterraine qui s’écoule dans les grottes, y compris celles des zones karstiques – où les grottes se sont formées dans le calcaire en raison de la dissolution – se comporte différemment des eaux souterraines dans d’autres situations. Les grottes situées au-dessus de la nappe phréatique sont des conduits remplis d’air, et l’eau qui s’écoule dans ces conduits n’est pas sous pression ; elle répond uniquement à la gravité. En d’autres termes, elle s’écoule vers le bas en suivant la pente du sol de la grotte (figure 14.9). De nombreuses grottes calcaires s’étendent également sous la nappe phréatique et dans la zone saturée. Ici, l’eau se comporte de manière similaire à toute autre eau souterraine, et elle s’écoule selon le gradient hydraulique et la loi de Darcy.