Par Jean-Luc Akouete
Dernière mise à jour : novembre 2019

• 1. Zone saturée et zone non saturée
• 2. Vitesse de l'eau dans le sol
• 3. La teneur en eau
• 4. La loi Darcy
• 5. Perméabilité de terrain
• 6. Porosité
• Références et sitothèques

L’eau joue un rôle majeur dans le comportement des sols non saturés. Sa cohabitation avec l’air dans les pores peut prendre des formes variées : l’eau domine et l’air ne peut pas se déplacer librement, ou au contraire, l’air occupe l’essentiel des pores et l’eau est bloquée aux contacts des particules, ou encore, l’eau et l’air peuvent se déplacer tous les deux. En plus des phénomènes de capillarité, qui se développent aux contacts des deux fluides, l’eau peut interagir avec les minéraux des particules du sol. Enfin, la concentration des sels dissous dans l’eau est à l’origine de phénomènes osmotiques, qui influencent la migration des molécules d’eau dans les pores du sol.

1. Zone saturée et zone non saturée

Au-dessous de la surface du sol, deux zones peuvent être identifiées de haut en bas :

1. La zone non saturée, système à trois phases (solide, liquide, gaz) où seule une partie des espaces lacunaires est remplie d'eau, le reste étant occupé par l'air du sol ;
2. La zone saturée, système à deux phases (solide, liquide) où tous les pores sont remplis d’eau.

La distinction fondamentale entre la zone saturée et la zone non saturée réside dans le comportement hydrodynamique de l'eau dû à l'effet de l'air et se traduit notamment par une conductivité hydraulique différente. Cependant, les zones saturées et non saturées ne sont pas des domaines séparés, mais font partie d'un système d'écoulement continu. Pour faciliter l'étude de l'eau souterraine, nous distinguons toutefois :

1. L’eau du sol, assimilée à celle se trouvant dans la zone non saturée. La zone de l'eau du sol est le siège des racines des végétaux et constitue surtout une limite supérieure importante des nappes (alimentation, évaporation) ; elle est également le lieu de transit de matières et de substances. Ces processus font partie du continuum sol-plante-atmosphère ;
2. L’eau du sous-sol correspondant à celle de la nappe. L'infiltration renouvelle l'eau du sous-sol et des réservoirs souterrains et entretient, par son circuit dans les aquifères, le débit de l'écoulement souterrain (débit de base). Celui-ci alimente les sources et les cours d'eau. Le niveau de l'eau souterraine est influencé par le régime de percolation de la pluie ou de l'eau d'irrigation à travers la zone non saturée. L'étude des réservoirs souterrains intéresse l’hydrogéologie.

2. Vitesse de l'eau dans le sol

Par définition, la vitesse apparente est la valeur v = Q/S, rapport du débit de l'eau écoulée à la section de l'échantillon de sol. En fait, la vitesse réelle (entre les grains) moyenne est v/n où n est la porosité, mais il est plus simple de raisonner sur la vitesse apparente. Dans ce qui suit, v représentera toujours la vitesse apparente.

3. La teneur en eau

La teneur en eau est fonction de la porosité et de la perméabilité du sol. Le volume maximal d'eau qu'un sol peut retenir est la "capacité au champ" ou capacité de rétention du sol qui dépend essentiellement de la granulométrie du sol. Près de la surface, le sol n'est pas saturé, les espaces vides contiennent de l'eau et de l'air ; l'eau est soumise aux forces de gravité et de capillarité. A partir d'une certain profondeur, la teneur en eau n'augmente plus : le sol est saturé, tous les pores du sol sont remplis d'eau : cette zone saturée forme une nappe; les forces de gravité sont prédominantes. L'eau du sol ne représente que 0,064 % de l'eau douce totale, son rôle est cependant essentiel puisque c'est l'eau qu'utilisent les racines des plantes. La perméabilité k d'un sol est définie par la vitesse d'infiltration de l'eau, k est mesuré par la loi de Darcy :

Q = k.s. H/h Q : débit  s : section de la colonne de sol  H : hauteur de la colonne d'eau  h : hauteur de la colonne de sol

Pour des sols saturés en eau (fortes pluies) :

1. Sols sableux : k est compris entre 5 et 10 cm/heure ;
2. Sols limoneux : k varie de 2 à 50 cm/heure dans un horizon A selon le type d'humus. Il est de l'ordre de 1 mm/heure dans les horizons B enrichis en argiles.

Pour les sols non saturés (pluies faibles, air présents dans les pores du sol), k est beaucoup plus faible (0,1 mm/heure pour un limon).

4. La loi Darcy

La loi de comportement dynamique de la phase liquide d'un sol traduit l'existence d'une relation entre les forces auxquelles sont soumis le fluide et sa vitesse d'écoulement. Cette loi, appelée, loi de Darcy propose de calculer le flux d'eau total comme le produit d'une constante de proportionnalité (la conductivité hydraulique à saturation) et d'un gradient, celui de la charge hydraulique en fonction de la profondeur. La loi de Darcy s'exprime comme suit :

q : flux transitant [mm/h]

H : charge hydraulique totale [m]

z : profondeur à partir de la surface du sol [m]

Ks : conductivité hydraulique à saturation [mm/h].

Deux cas sont alors à distinguer selon que l'on se situe en milieu saturé ou non. Dans le cas d'un milieu non saturé, la conductivité hydraulique n'est plus constante, elle varie avec la teneur en eau q tout comme la pression effective de l'eau du sol qui est négative. Au contraire, en milieu saturé, la pression effective de l'eau du sol est positive, elle correspond à la profondeur de submersion en dessous de la surface d'eau libre.

5. Perméabilité de terrain

La perméabilité caractérise la faculté d’un sol à laisser pénétrer et circuler un fluide sous l’effet de différence de pression. Très souvent notée K, elle s’exprime en Darcy ou m/s. Comme la porosité, la perméabilité est un paramètre qui influe sur le caractère inondable d’un terrain. Un sol laissera pénétrer et circuler de l’eau d’autant plus facilement que sa perméabilité est élevée. En cas de faible perméabilité, l’eau de pluie a tendance à s’accumuler à la surface ou à ruisseler si la surface est pentue. Le goudron des villes agit comme une couche imperméable et l’eau ne peut pas rentrer dans le sol. Le lien entre porosité et perméabilité n’est pas évident et l’une des propriétés n’entraîne pas forcément l’autre. Pour qu’une roche poreuse soit perméable il faut que ses pores soient connectés, dans le plan vertical, afin de laisser circuler l’eau vers le bas. Les argiles ont une porosité majoritairement non connectée et donc une très faible perméabilité.

6. Porosité

La porosité traduit la faculté d’un sol à stocker un fluide (air, eau, etc.) dans ses interstices, également appelés pores. Elle ne dépend pas essentiellement de la taille des grains mais surtout de leur agencement. Des sols ou sous-sols de faible porosité favorisent les écoulements de surface et influent sur le caractère inondable d’un terrain. Il existe plusieurs types de porosité en relation avec l’histoire de la roche. On distingue la porosité liée aux grains de celle liée aux fissures et autres fractures de la roche (exemple : le phénomène de karst). En première approximation, il est utile de comprendre que seuls les pores connectés, donc qui communiquent entre eux, participent au phénomène d’écoulement.

Références et sitothèques

• http://echo2.epfl.ch/e-drologie/chapitres/chapitre6/chapitre6.html
• https://www.u-picardie.fr/beauchamp/mst/eau-sol.htm
• http://sigescen.brgm.fr/Notion-de-piezometrie.html