Connectivité générale entre eaux de surface et eaux souterraines

Connectivité générale entre eaux de surface et eaux souterraines

   Les eaux souterraines contribuent à la pérennité des rivières en assurant leur débit de base. Cependant, les interactions entre les deux domaines sont beaucoup plus complexes et ne se résument pas simplement à des processus d’alimentation ou de recharge. Woessner (2000) mentionne que les interactions entre les cours d’eau et les eaux souterraines s’effectuent de quatre façons selon la charge hydraulique par rapport au niveau de la rivière (Figure 2.1): 1) par résurgence de la nappe à l’intérieur du cours d’eau (gaining stream ou effluent) ; 2) par alimentation de la nappe par l’ infiltration d’ eau fluviale à travers le lit de la rivière et de ses berges (losing stream ou affluent); 3) à travers le cours d’eau (jlow-through reach); 4) parallèlement au cours d’ eau (parallell-flow reach). Dans le cas d’un cours d’ eau en gain, la nappe à proximité du cours d’eau doit être à une altitude supérieure au niveau de la rivière. Au contraire, si un cours d’ eau est en perte, la nappe est à un niveau inférieur au lit, provoquant ainsi une infiltration d’eau de la rivière à travers la zone non saturée. Dans le cas d’une interaction à travers le cours d’eau, la nappe est plus élevée sur une berge et plus basse sur l’autre. Enfin, dans le cas d’écoulements parallèles, la charge et le niveau de la rivière sont à la même hauteur et aucun échange d’eau ne se produit.

Définition de la zone hyporhéique

   Le mélange entre l’eau d’un cours d’eau et les eaux souterraines se produit dans la zone hyporhéique à condition que la formation géologique favorise son développement (Figure 2.2). Une définition unanime de la zone hyporhéique n’est pas adoptée parce qu’elle implique la prise en compte de différents facteurs biologiques, chimiques, physiques, hydrologiques ou géomorphologiques (Woessner, 2000). Au niveau hydrologique, elle représente la zone interstitielle saturée sous le lit d’un cours d’ eau et à l’intérieur des berges. Cette zone contient une certaine proportion d’ eau de surface infiltrée qui se mélange à l’eau souterraine et retourne au cours d’ eau (White, 1993). Cette définition distingue la zone hyporhéique de la zone aquifère au  sens propre. Si le cours d’ eau coule sur une formation géologique imperméable, il n’y aura donc pas de zone hyporhéique.

Conditions favorables aux échanges hyporhéiques

   La compréhension des interactions qui génèrent les échanges hyporhéiques nécessite la connaissance de la direction des écoulements souterrains, leurs liens avec les cours d’ eau, mais surtout les mécanismes responsables des échanges à différentes échelles spatiales et temporelles (Wondzell et Gooseff, 2013). Les échanges hyporhéiques et la quantité d’ eau de surface s’infiltrant dans l’aquifère alluvial sont principalement gouvernés par la différence de potentiel hydraulique le long et à travers le lit d’un cours d’ eau et par la conductivité hydraulique du lit et de l’ aquifère adjacent, tous deux étant influencés par la géomorphologie (Wondzell et Gooseff, 2013). Toute eau possède un potentiel hydraulique relié à sa position verticale dans l’ espace (altitude) et à la pression qu’elle subit (atmosphérique et hydrostatique) (Freeze et Cherry, 1979). Les échanges hyporhéiques dépendront donc de la morphologie du chenal et de la vallée ainsi que de l’environnement sédimentaire contrôlant l’hétérogénéité spatiale de la conductivité hydraulique saturée. Les frontières de la zone hyporhéique subjectives (Wondzell et Gooseff, 2013). Triska et al. (1989) proposent un seuil de 10% d’eau de surface contenue dans la zone hyporhéique pour délimiter son extension « 10% d’eau de surface serait  considéré comme étant la zone aquifère). L’extension de la zone hyporhéique peut aussi être délimitée par le temps de résidence de l’eau (Cardenas, 2008; Gooseff, 2010). Sa délimitation spatiale et temporelle pose d’autant plus de difficultés en raison de la variabilité spatiale des forces hydrostatiques et des processus hydrodynamiques le long d’un corridor fluvial (Wondzell et Gooseff, 2013). Les chenaux à forte pente, tels que cascades, marches-cuvettes ou seuils-mouilles, développeront des gradients de potentiel importants et influenceront les forces hydrostatiques. Lorsque la pente du chenal sera plus faible, l’ écoulement du chenal interagira avec les unités morphologiques du lit, par exemple les dunes ou les rides de courant, et ce seront les forces hydrodynamiques qui favoriseront les échanges (Wondzell et Gooseff, 2013). La contribution de chacun de ces processus variera donc selon la morphologie des chenaux et de leur lit (Figure 2.3). La majorité des études portant sur les échanges hyporhéiques s’ est intéressée à l’échelle locale et à l’ effet de la topographie du lit d’une rivière sur les échanges (e.g., Harvey et Bencala, 1993 ; Wondzell et Swanson, 1999; Hannah et al., 2009). Ces études montrent que les variations topographiques du lit, résultant d’une variation de la pente de la surface de l’ eau, provoquent des différences de charge hydraulique à l’interface entre le cours d’ eau et l’ aquifère sousjacent et exercent un contrôle significatif sur les interactions en milieu de forte énergie.

Effets des fluactuations d ‘un cours d ‘eau sur la charge hydraulique

  Peu de recherche terrain se consacre aux processus hydrologiques s’opérant dans les plaines inondables lors du passage de crue. Traditionnellement, l’intérêt scientifique s’est plutôt tourné sur l’effet des berges sur l’atténuation des crues. Pinder et Sauer (1971) furent parmi les premiers à discuter des bank storage ejJects (Figure 2.5). Leur simulation numérique porte sur la modification du passage d’une crue engendrée par l’infiltration d’ eau fluviale dans les berges. Lorsque le niveau de la rivière est bas, la nappe fait résurgence dans la rivière. Au moment où le niveau de la rivière atteint le niveau plein bord, le niveau de la rivière est plus élevé que la nappe, le gradient hydraulique de la nappe s’inverse et la rivière recharge l’aquifère alluvial. Pendant la décrue, il existe un moment de transition où l’on peut observer à la fois une recharge de la nappe par la rivière et une alimentation de la rivière par l’eau infiltrée précédemment. Le processus d’atténuation des crues par les berges bank storage effects a pour effets à la fois d’atténuer une crue, mais aussi d’ atténuer les débits d’ étiage (Hunt, 1990). Squillace (1996) a employé les mesures de piézométrie et la géochimie de l’eausur deux transects de piézomètres installés sur une distance de plus de 300 m dans un aquifère alluvial à nappe libre afin de quantifier l’effet d’une hausse du niveau d’eau de la rivière Cedar (Iowa) sur le « bank storage effects ». En employant un modèle 2D, l’ auteur a déduit une infiltration d’eau fluviale latérale sur une distance de 30 m. La distance d’infiltration de l’eau fluviale dans l’aquifère alluvial serait fonction des propriétés hydrauliques des berges et du lit, mais aussi du gradient hydraulique dans l’ aquifère en période de crue. Une crue peut donc être plus étendue dans l’espace et dans le temps que ne le laisse croire les niveaux d’eau dans le chenal, et ce même à des niveaux bien inférieurs à celui plein bord. Cependant, la fluctuation du niveau d’ une rivière peut aussi provoquer la fluctuation de la charge hydraulique d’ une plaine alluviale, alors qu’il n’y a pas d’échange d’eau entre les deux masses (e.g. Grannemann et Sharp, 1979; Sophocleous, 1991 ; Burt et  al., 2002; Jung et al., 2004; Lewandowski et al., 2009; Vidon, 2012). Grannemann et Sharp (1979) ont identifié quatre types de réponse de la nappe dans des vallées formées d’alluvions: 1) une fluctuation rapide dans les secteurs à proximité de la rivière et selon la morphologie de la rivière; 2) une fluctuation lente de l’aquifère en raison de la distance à la rivière; 3) des écoulements dans le sens de la vallée lorsque la rivière est parallèle aux murs de la vallée; 4) une nappe toujours élevée en raison de sa recharge par l’infiltration d’eau fluviale. Les auteurs déterminent aussi quatre facteurs contrôlant les écoulements souterrains et la charge hydraulique dans les plaines alluviales: 1) la distance du point d’observation à la rivière; 2) le temps depuis que le niveau de la rivière a monté ou descendu; 3) la géométrie des méandres et des murs de la vallée; 4) l’hétérogénéité des dépôts de la plaine.

Propagation d ‘une onde souterraine

  Dans la littérature sur les interactions entre les écoulements de surface et souterrains, plusieurs auteurs comparent les effets des fluctuations de la charge hydraulique à la propagation d’une vague de pression ou d’une « onde souterraine » à travers la plaine (Sophocleous, 1991 ; Jung et al., 2004; Lewandowski et al., 2009; Vidon, 2012). L’ analyse de la forme de la propagation d’une onde ou de la fluctuation de la charge hydraulique de la rivière vers la plaine est souvent négligée dans les recherches sur les interactions rivières – eaux souterraines (Lewandowski et al., 2009). Or, des informations complémentaires quant à la forme de la fluctuation à travers le temps et l’espace pourraient être pertinentes pour déterminer si les fluctuations de la charge hydraulique à travers une plaine alluviale sont associées à une onde cinématique ou à un autre type d’onde. En hydrologie, le terme “vague” ou “onde” implique le mouvement d’ uneintumescence se déplaçant vers l’amont, vers l’aval ou demeurant stationnaire (Singh, 2002). Singh (2002) expose dans sa revue de littérature que la théorie des vagues cinématiques de Lighthill et Withman (1955) peut être applicable à un large spectre d’ applications en hydrologie. Il serait alors possible que la propagation des fluctuations de la charge hydraulique à travers une plaine inondable graveleuse puisse être inclue dans ce spectre. Pour être qualifiée de cinématique, une onde doit subir peu ou pas de modifications de son état initial lors de son déplacement (Lighthill et Withman, 1955). Elles sont donc non-dispersive et non-diffusive. Contrairement au signal d’une onde cinématique, l’onde dynamique est dispersive et diffusive. Son amplitude diminue à travers le temps et l’ espace alors que sa durée augmente (Thual, 2008). La Figure 2.7 illustre le déplacement d’ un onde cinématique et diffusiveLewandowski et al. (2009) ont mis en évidence le décalage temporel entre la fluctuation de la rivière Spree (Allemagne) et son aquifère alluvial. Les auteurs ont montré que le décalage entre la rivière et la charge hydraulique varie de 40 min à 5 h selon la distance par rapport au chenal dans la plaine. Leurs résultats montrent également que les vitesses de propagation de l’onde varient de 20 à 145 m h-I alors que les vitesses réelles de l’écoulement dans l’aquifère varient de 0,135 à 0,00125 m h-I. Pour cette raison, les variations de la charge hydraulique sont comparables à la propagation d’une onde plutôt qu’au transfert d’une masse d’eau de la rivière vers la plaine. Sophocleous (1991) mentionne que c’est la diffusivité hydraulique (rapport transmissivité/coefficient d’emmagasinement) qui serait le facteur gouvernant l’ extension et la vitesse de propagation de l’onde à travers l’aquifère, c.-à-d., plus la transmissivité est grande par rapport au coefficient d’emmagasinement, plus l’ extension et les vitesses de propagation de l’onde dans l’aquifère seront grandes. Lewandowski et al. (2009) concluent que la propagation defluctuations dans un aquifère captif est quasi instantanée alors qu’ il se produit un plus grand décalage temporel dans un aquifère à nappe libre. Jung et al. (2004) sont les seuls auteurs ayant comparé leurs résultats à la propagation d’une onde cinématique à travers une plaine alluviale lors d’événements de crues. Leur interprétation se base sur la vitesse de propagation des fluctuations, sur une réponse de la nappe synchrone à la rivière, et sur la forme que prend la fluctuation de la nappe lorsqu’il y a augmentation du débit de la rivière. Les auteurs rapportent des vitesses de propagation de cinq à six ordres de grandeur supérieurs aux vitesses réelles de 10 x -4 m h-I à 10 X -5 m h-I.

Inondations par exjiltration

  Une plaine peut être considérée comme l’interface où se produisent des interactions
entre les aquifères, l’ eau dérivée des versants par ruissellement, l’ eau des
écoulements hypodermiques, l’ eau provenant de précipitations directes et l’ eau
provenant du débordement d’un cours d’ eau (Claxton et al. , 2003). Une inondation
peut survenir alors qu’il y a absence de débordement d’une rivière (Mardhel et al. ,
2007). Ce type d’inondation ne représente aucun risque pour les vies humaines, mais
peut provoquer d’importants dommages matériels aux propriétés contrairement aux
débordements d’ eaux fluviales, en raison de la durée de la submersion (Cobby et al.,
2009). Peu d’ études se sont intéressées uniquement aux inondations par les eaux
souterraines, c’ est-à-dire par la remontée de la nappe phréatique en surface, amSI
qu’ aux processus responsables de leur occurence.
Cobby et al. (2009) suggèrent deux mécanismes qUI pourraient mener aux
inondations par les eaux souterraines. Le premier type correspond à la résurgence
d’ eaux souterraines dans des environnements de craie et karstiques suite à des
précipitations extrêmes de durée prolongée (Pineault et al., 2005 ; Najib et al., 2008;
Hughes et al., 2011). Cependant, ces types de contextes géologiques sont rares au
Québec. Le second type correspond à la remontée de la nappe dans les aquifères
perméables en continuité hydraulique avec une rivière. On ne retrouve aucune étude
de cas, dans la littéreature, s’ étant attardée au second type d’inondation.
Mertes (1997) illustre que l’inondation d’une plaine se fait lorsque la plaine est en
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connectivité avec son cours d’ eau (Figure 2.8). Lorsque le niveau de la rivière monte,
la nappe, en continuité hydraulique avec la rivière, monte simultanément jusqu’au
niveau où la rivière atteint l’altitude de la surface des dépressions dans la plaine. La
nappe émerge donc à la surface de la plaine et se retrouve à la même altitude que le
niveau de la rivière alors qu’il y a absence de débordement. Un ancien chenal dans
une plaine basse peut donc être considéré comme une unité morphologique
susceptible aux inondations par exfiltration, à condition que les matériaux de la plaine
soient favorables à la continuité hydraulique avec la rivière.

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Table des matières

REMERCIEMENTS
LISTE DES FIGURES
LISTE DES T ABLEAUX
RÉSUMÉ
CHAPITRE l INTRODUCTION GÉNÉRALE
CHAPITRE II REVUE DE LITTÉRATURE, OBJECTIFS ET MÉTHODOLOGIE 
2.1 REVUE DE LITTÉRATURE
2.1.1 Connectivité générale entre eaux de surface et eaux souterraines
2.1.2 Définition de la zone hyporhéique
2.1.3 Conditions favorables aux échanges hyporhéiques
2.1.4 Effets desjluctuations d ‘un cours d ‘eau sur la charge hydraulique
2.1.5 Propagation d ‘une onde souterraine
2.1.6 Inondations par exfiltration
2.2 OBJECTIFS DE RECHERCHE
2.3 MÉTHODOLOGIE
2.3.1 Secteur à l ‘étude
2.3.2 Stratégie d ‘échantillonnage
2.3.3 Analyse des données
CHAPITRE III GROUNDW ATER FLOODW A VE PROPAGATION AND GROUNDW ATER FLOODING OF THE MATANE GRA VELLY FLOODPLA IN , QC
3.1 INTRODUCTION 
3.2 MATERIALS AND METHODS
3.2. 1 Study site
3.2.2 Sampling strategy
3.2.3 Data analysis
3.3 RESULTS
3.3. 1 Cross-correlation analysis of water leve/ jluctuations
3.3.2 Spatial analysis of groundwater level dynamics
3.3.3 Spatial analysis of groundwater temperature
3.4 DISCUSSION 
3.4.1 Groundwater jloodwave propagation
3.4.2 Groundwater jlooding
3.5 CONCLUSION 
3.6 ACKNOWLEDMEMENTS
CHAPITRE IV CONCLUSION GÉNÉRALE
RÉFÉRENCES

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