Interprétation des variations temporelles et spatiales des mesures S2D

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Chimie des eaux

La composition et la concentration chimique des eaux prélevées à la source (ou à d’autres niveaux accessibles) peuvent apporter de très nombreuses informations. Nous ne détaillerons pas plus cette partie puisque la géochimie n’a pas été étudiée durant cette thèse, mais il faut savoir que les applications à l’hydrologie karstique sont extrêmement variées (e.g. Plagnes, 1997 ; Aquilina et al., 2005). La géochimie est en effet l’un des principaux outils de l’hydrologie karstique et permet de discriminer les processus, les sources et les temps de trajets (par exemple, une concentration en Mg peut révéler un temps de résidence dans de la dolomie).

Bilans de masses pluriannuels

Sur plusieurs années, on peut faire l’hypothèse d’un bilan nul entre les entrées (pluies) d’un système karstique et ses sorties (évapotranspiration et sources). Si toutes ces mesures sont disponibles, ce bilan permet d’estimer la surface de l’impluvium (e.g. Ricard et Bakalowicz, 1996).

Expérimentations in situ

Depuis l’avènement de la spéléologie moderne (Martel 1859-1938), les spéléologues sont des acteurs majeurs dans la compréhension des systèmes karstiques. Quoi de plus efficace que des observations in situ ou une topographie directe d’un drain actif par un plongeur ?
Des informations sur le flux d’eau en zone non saturée (épikarst + zone d’infiltration) peuvent être directement mesurées in situ dans les cavités. Le débit des filets d’eau ou le flux percolant aux plafonds des cavités (on compte littéralement les gouttes qui tombent des stalactites, Figure 3.9) montrent souvent une forte hétérogénéité spatiale, à l’image du karst (Sanz et Lopez, 2000 ; Genty et Deflandre, 1998 ; Poulain et al., 2015), ainsi qu’une corrélation avec la météorologie et la saturation (Deville et al, 2012). Toutefois, au vu de la complexité des processus mis en jeu (Figure 3.5), les informations qui en découlent sont difficiles à intégrer dans des modèles restituant le débit à la source (Deville, 2013).

Modélisation du fonctionnement hydrologique

Plusieurs types de modélisation peuvent être réalisés en fonction des connaissances que l’on a du système karstique, de l’objectif de l’étude, et de la conception que les auteurs se font d’un karst. La plupart cherchent à modéliser le fonctionnement d’un système karstique dans son ensemble via la reproduction de l’hydrogramme d’une source avec comme fonctions d’entrée la pluie et parfois l’évaporation. Une review récente des différents types de modélisation a été faite par Hartmann et al. (2014a).

Modèles conceptuels par fonction de transfert

Dans le cas des modèles par fonction de transfert, le bassin entier est traité comme une « boîte noire ». Ces modèles ne demandent aucune hypothèse ou connaissance du système et ne recherchent que la fonction mathématique qui relie une variable d’entrée, la pluie, à une autre, le débit d’une source (Denić-Jukić et Jukić, 2003). Une telle approche devient surtout intéressante lorsqu’elle est couplée à de la chimie des eaux et renseigne alors sur une partie du fonctionnement hydrologique (Pinault et al., 2001). Labat et Mangin (2015) ont récemment utilisé des fonctions de transfert pour interpréter des traçages. Cette approche leur a permis de quantifier le transfert lent et rapide du système du Baget (Pyrénées) et d’estimer une distribution de temps de résidence.

Modèles conceptuels à réservoirs

Les modèles à réservoirs privilégient une approche fonctionnelle des échanges entre différents compartiments karstiques. Ils simulent le débit de la source au travers de différents réservoirs connectés entre eux et se déchargeant le plus souvent suivant des lois exponentielles (Eq. 3-2). Chaque réservoir est classiquement associé à une entité du système (Tritz et al., 2011, Hartmann et al., 2014a, Figure 3.10). Il est important de noter qu’une configuration de modèles à réservoirs ne convient qu’à un karst en particulier. De nombreux exemples se trouvent dans la littérature et l’on citera ici Fleury et al. (2007) qui reproduisent avec succès les débits à la fontaine de Vaucluse avec un modèle relativement simple.
La base commune à la plupart des modèles est constituée de deux réservoirs en série : un premier connecté avec l’atmosphère (rechargé par la pluie) représente l’épikarst se déversant dans un second représentant la zone noyée. La loi de décharge du premier réservoir vers le deuxième traduit l’infiltration au travers de la zone d’infiltration tandis que le débit du second représente le débit à la source. De nombreux circuits parallèles ou réservoirs supplémentaires peuvent être ajoutés pour représenter les différentes entités et différents écoulements (Figure 3.7) et la non-linéarité de la réponse de la source, mais il faut savoir rester raisonnable et ne pas sur-paramétrer le modèle (Perrin et al., 2001).
KARSTMOD (Jourde et al., 2015, Figure 3.11) est un programme permettant d’ajuster un modèle dont la structure à 3 réservoirs est modulable en fonction du karst étudié. La superficie du bassin et/ou les paramètres des circuits ou réservoirs actifs sont recherchés pour reproduire (Qout) le débit observé à la source.

Modèles physiques

Des modèles préférant une approche structurale et se basant sur des lois physiques existent mais nécessitent une connaissance parfaite du système karstique, ce qui limite grandement leur utilisation.
Le karst peut être représenté comme un ou plusieurs milieux continus. Un seul milieu continu poreux (Figure 3.12b) est parfois utilisé pour le bassin dans son ensemble. Cette approche suppose que les conductivités hydrauliques des fractures, des conduits et de la matrice peuvent être représentées à une certaine échelle (chaque maille du modèle) par celle d’un milieu poreux équivalent. Sans être parfaite, cette approche peut être satisfaisante dans certains cas pour le management et la protection de l’aquifère contre les contaminants (e.g. Ghasemizadeh et al., 2015).
D’autres auteurs séparent la zone phréatique de la zone non-saturée. La modélisation de la zone phréatique peut être simulée par un second milieu continu (Figure 3.12c) ou par des conduits (Figure 3.12d) si la géométrie des drains est parfaitement connue (Jeannin, 2001). Dans ce cas il est possible de résoudre l’équation d’un flux laminaire dans un modèle d’éléments finis (Kiraly, 2003).
Pour la partie non saturée, l’hétérogénéité spatiale ne permet pas en général de paramétrer un modèle physique à l’échelle du bassin (Jukić et Denić-Jukić, 2009) ce qui demande des jeux de données très conséquents, souvent obtenus in situ (Le Moine et al., 2008). Certains auteurs utilisent des lois simulant uniquement le débit de fractures (Zhang et al., 2011), tandis que d’autres simulent un flux en utilisant la formulation de Richards (1931) pour les milieux poreux non-saturés (Contractor et Jenson, 2000). Cette approche sera appliquée à l’épikarst en particulier dans la suite de la thèse : la gravimétrie étant fortement intégratrice des petites hétérogénéités, nous considérerons l’épikarst à l’échelle d’une parcelle comme un milieu poreux homogène à saturation variable dans les chapitres 7 et 8.
D’autres auteurs, enfin, utilisent des modèles hybrides pour représenter l’hétérogénéité spatiale des propriétés karstiques. Hartmann et al. (2012 ; 2013a ; 2013b ; 2014b) discrétisent l’épikarst en plusieurs compartiments (Figure 3.13) permettant une distribution spatiale du fonctionnement hydrologique. L’échelle spatiale de chacune de ces « colonnes », ces « pixels » est adaptable en fonction des observations qui les contraignent, de même que leurs fonctionnement : un pixel peut être vu comme un modèle à réservoir (typiquement ce que nous ferons au chapitre 7), un modèle physique et un autre comme une boite noire si aucune observation n’est disponible. Ce type de modèle qui spatialise l’information présente également l’avantage de pouvoir définir des zones de vulnérabilité et prend tout son sens pour l’aménagement et la protection des aquifères karstiques.

Limites actuelles et apport de la géophysique aux modèles

C’est pour ce dernier type de modèle hybride (Figure 3.13), entre modèle physique idéal mais difficilement accessible et modèle purement conceptuel que le potentiel de la géophysique est le plus grand. Les mesures géophysiques à l’échelle du terrain peuvent contraindre certains « pixels » de ce type de modèle, c’est à dire des zones de quelques hectares à quelques km². La liste ci-dessous détaille certaines applications karstiques des méthodes géophysiques évoquées à la fin du chapitre 2 précédent, et qui seront reprises en conclusion (chapitre 9). Une liste plus exhaustive peut être trouvée dans la publication de Chalikakis et al. (2011).
Avec la gravimétrie terrestre, principal outil de cette thèse, nous apporterons des informations sur la variation du stock en eau à l’échelle d’une parcelle, paramètre inaccessible avec les outils classiques (Creutzfeldt et al., 2010a). Le caractère intégrateur de la gravimétrie permet de moyenner les hétérogénéités de plus petites tailles et peut révéler cette information y compris dans des aquifères fracturés (Hector et al., 2013) et karstiques (Jacob, 2009 ; Deville, 2013). Comme la gravimétrie demande une distribution homogène de l’eau dans le milieu pour un signal significatif, l’épikarst est une cible toute choisie (Jacob et al., 2010a). Des mesures spatialisées de gravimétrie peuvent également définir la taille des « pixels » des modèles précédemment cités et un suivi de précision (chapitre 6) permet de quantifier la part des transferts rapides et lents.
Des inclinomètres peuvent définir des régions avec un important transfert au sein de fractures, dont les variations de pression en eau se traduisent par une déformation (Jacob et al., 2010b). Une bonne corrélation est également observée entre l’inclinaison et le débit à la fontaine de Vaucluse, première source de France en débit (Lesparre et al., 2016).
La méthode RMP peut renseigner localement sur la teneur en eau et la porosité moyenne de l’épikarst (Chalikakis et al., 2011 ; Mazzilli et al., 2016), complétant ainsi les variations précises du stock obtenues par gravimétrie.
Les méthodes électriques et électromagnétiques, très utilisées en hydrogéophysique sur des aquifères poreux, se heurtent à la forte résistivité des roches carbonatées et à l’absence de relation pétrophysique entre variation de teneur en eau et variation de résistivité dans ces roches.
La forte résistivité du karst permet par contre au géoradar de bien définir la structure des premières dizaines de mètres. Al-fares (2002) image à l’aide du Géoradar la transition épikarst-zone d’infiltration et la géométrie d’une cavité sur le causse de l’Hortus dans la région Nord-Montpelliéraine.
Les méthodes sismiques ont récemment été utilisées avec succès pour contraindre en partie la structure de l’épikarst (Valois, 2011). Les variations de vitesses obtenues entre des campagnes de sismiques actives répétées ont également permis de réaliser quelques modèles à réservoirs (Galibert, 2016). Bien que les relations soient complexes et méconnues entre vitesse des ondes sismiques et paramètres hydrologiques dans les carbonates karstifiés, nous appliquerons pour la première fois la sismique passive à la surveillance hydrologique d’un karst dans le but de contraindre la profondeur des variations de saturation dans un épikarst non-saturé (chapitre 8).

La source du Durzon

Comme les Figure 4.3 et Figure 4.4 le montre plus haut, l’émergence de la source du Durzon se fait à la faveur de la mise en contact par le chevauchement de l’Hospitalet des marnes Liasique (imperméables) et de l’aquifère du Dogger-Malm. Située à 533m d’altitude, celle-ci débite en moyenne 1.5 m3.s-1 sur la période 2008 à 2014 inclus. Le débit est mesuré par le Parc National des Grands Causses au niveau d’un seuil calibré, en aval de la source. Lors de certaines crues, un léger ruissellement rejoint le cours d’eau entre la résurgence et la mesure de débit (Laurent Danneville, communication personnelle) mais l’impact sur la mesure est estimé très faible. Se tarissant jusqu’à ne fournir plus que 0.7 m3.s-1 à l’été 2011, il peut se gonfler en crue à plus de 16 m3.s-1 (comme en novembre 2014). Un exemple d’hydrogramme du Durzon a été présenté dans le chapitre 3, Figure 3.8.
Cette source vauclusienne est l’unique source avérée du système unaire du Durzon. Celle-ci a fait l’objet de nombreuses spéléo-plongées et a été explorée jusqu’à -118 m sous le niveau de la résurgence et sur un développement de plus d’1 km (http://www.plongeesout.com). Cet arrêt ne marque d’ailleurs pas la fin du conduit noyé mais est le fait d’un rétrécissement induisant un fort courant et le rendant infranchissable lors de cette exploration en scaphandre autonome.
La superficie du bassin versant est estimée à partir de bilans de masses entre 98 et 117 km² suivant les auteurs (Ricard et Bakalowicz, 1996), les études successives restant depuis dans cette gamme de valeurs (e.g. Tritz et al., 2011). Les limites spatiales du bassin sont déterminées grâce à des traçages (Figure 4.3) et la géologie impose la limite en profondeur avec les marnes imperméables. Contrairement à ce que l’on pensait auparavant, un traçage réalisé en 2011 a révélé que la faille de l’Hospitalet ne constituait pas une limite naturelle de l’aquifère.

Stockage épikarstique

L’épikarst à l’affleurement est formé principalement par la dolomie Bathonienne très poreuse. Fortement altérées, ces dolomies sont suspectées de jouer un grand rôle dans le stockage épikarstique de l’eau du système (e.g. Ricard et Bakalowicz, 1996 ; Plagnes, 1997, à partir de mesures géochimiques). Les mesures gravimétriques répétées de Jacob et al. (2008 ; 2010a) et de Deville et al. (2012) montrent un fort signal qui suppose une distribution relativement homogène de l’eau autour du point de mesure, ce qui fait de l’épikarst poreux une localisation toute désignée. Les mesures en surface et en profondeur de Jacob et al. (2009) et de Deville (2013) confirment cette hypothèse.
Le Larzac a également la particularité, lors d’évènements exceptionnels, de voir l’apparition de lacs temporaires. Sur le Durzon, ils se manifestent uniquement dans sa partie la plus méridionale (Figure 4.3). Ces lacs n’ont probablement aucun rapport avec les réseaux karstiques souterrains et sont interprétés comme les débordements de nombreux aquifères épikarstiques perchés et non pas comme celui d’une nappe unique, puisqu’ils montrent des vitesses de vidange et de recharge propres à chacun (Bruxelles, 1996). Plusieurs hypothèses peuvent expliquer leur localisation au sud du Bassin. Bruxelles (1996) avance l’hypothèse que les argiles à chailles pourraient imperméabiliser le fond des plaines, ou que la karstification serait plus développée au nord, près de la source, qu’au sud. La dernière manifestation des lacs sur le Durzon remonte à 1996. En Novembre 2014, on peut toutefois penser que ces lacs n’étaient pas loin de refaire surface: les fortes pluies ont en effet fait réapparaître le lac temporaire des rives un peu plus au Sud.

L’observatoire GEK « Géodésie en Environnement Karstique »

(Le site est parfois appelé « LaJasse », dans ce manuscrit et dans les études antérieures, en référence au nom du chemin de terre qui le relie à la départementale)
Cette thèse se place essentiellement à une échelle locale, celle de la parcelle investiguée par la gravimétrie. Suite aux thèses de Jacob (2009) et Deville (2013) mettant en avant la nécessité d’un suivi gravimétrique continu et précis afin de distinguer les types de transferts (rapide et lent), l’observatoire « GEK » (pour Géodésie en Environnement Karstique) a été achevé au printemps 2011. Cet observatoire, dédié à la métrologie, à l’expérimentation et aux suivis géophysiques pour l’hydrologie karstique, est un observatoire de l’OREME et du SNO H+. Il abrite notamment le gravimètre supraconducteur iGrav #002 présenté au chapitre 5 suivant. Le site, près de la commune de l’Hospitalet-du-Larzac (Figure 4.5), a été choisi à partir des cartes gravimétriques de Jacob et al. (2010a) qui révèlent une zone avec un stockage de l’eau relativement fort.
L’observatoire, un bâtiment en bois de 8 x 8 m sur un terrain plat, a été construit dans une optique de faible bruit sismique, de stabilité thermique, et de sûreté du courant et des communications. Trois piliers en béton ancrés dans le substratum et non solidaires de l’observatoire permettent de minimiser le bruit anthropique sur les instruments auxquels ils servent de bases (déplacements de personnes dans l’observatoire, vibrations causées par d’autres instruments). Une climatisation est présente, pour pallier à l’importante chaleur générée par les instruments et notamment le compresseur de l’iGrav (cf. chapitre 5.2). Des parafoudres protègent le circuit électrique. Un onduleur permet également, en cas de panne, de continuer à alimenter pendant quelques heures les instruments. Il faut également noter le drain qui emporte l’eau ruisselante sur le toit environ 100 m au Nord-Ouest afin d’éviter une l’infiltration concentrée proche des instruments.

Topographie

Les alentours de l’observatoire sont relativement plats, avec toutefois quelques dolines. La doline directement au S-E de l’observatoire, d’orientation N/S et de forme oblongue, est également le point de départ d’un réseau karstique bien développé (Figure 4.7). Le départ, subhorizontal, débouche rapidement sur un puit emmenant à un niveau à -100 m.
Ce réseau n’est jamais inondé mais il y coule une rivière souterraine mince et pérenne. Un siphon dont le développement n’est pas connu est également présent. Un aven, point de départ du réseau, est accessible depuis le contrefort nord de la doline. La bordure sud présente au contraire une pente plus douce.

Hydrogéologie de l’épikarst du GEK

Comme mentionné en début de section, le site a été choisi pour son fort stockage épikarstique présumé (Jacob et al., 2010a).

Fracturation et altération

Les mesures de fracturations faites par Deville (2013) sur le site de LaJasse (ancienne dénomination pour le site, avant la construction du GEK) montrent une prédominance de la fracturation N160 (Figure 4.8) également visible sur tout le bassin.
Des mesures sismiques et électriques ont également révélé une forte anisotropie de même azimut sur le site du GEK ainsi que des couloirs d’altération (Valois, 2011), les seconds étant probablement à l’origine des premiers. A la fin de cette thèse, l’anisotropie du site sera utilisée pour interpréter les résultats de sismique passive (chapitre 8).

Piézométrie

Figure 4.9 : Altitudes piézométriques dans les 3 forages du GEK (voir positions sur la Figure 4.10). SC1 est un sondage carotté de 50m de profondeur. SD1 et SD2 sont deux forages destructifs de 20m de profondeur. L’altitude de la surface est à 707m.
3 forages ont également été forés au début de l’année 2012, à proximité immédiate de l’observatoire.) Un forage est carotté sur 50m (SC1, Figure 4.10) tandis que les deux autres sont des forages destructifs de 20m (SD1 et SD2). La forte différence des niveaux piézométriques (Figure 4.9) entre les trois forages pourtant très proches est caractéristique des karsts et démontre la forte hétérogénéité de ces terrains à petite échelle. Les différents niveaux d’eau sont également en faveur de plusieurs nappes perchées, ou « poches » saturées de petites tailles au sein de l’épikarst. Ce comportement de « patchs » saturés a été mis en évidence par des mesures sismiques sur le site par Galibert (2016). Il est intéressant de noter que l’imagerie acoustique et optique des forages a montré une dolomie plus compacte dans le forage SD2, qui se vidange plus rapidement. Hormis ce point, ces imageries révèlent une porosité secondaire importe et relativement homogène sur chacun des forages.
On peut aussi observer les retards entre les pluies et les maximums des niveaux piézométriques dans les forages SD2, SD1 puis SC1 (toujours dans cet ordre). Ces simples déphasages sont variables (~1 semaine pour SD2 ; ~2 semaines pour SD1 et jusqu’à deux mois pour SC1) mais donnent un premier ordre de grandeur pour l’infiltration d’environ 1 m.j-1 au maximum.

Teneur en eau et porosité

L’examen des carottes de SC1 a montré une porosité principalement secondaire et les rares fractures visibles sont recristallisées. Les vides sont de petites tailles (centimétriques au maximum) et les 50 m de carottes sont assez homogènes, avec des passes sableuses et compactes. Des estimations régulières de la porosité sur les carottes montrent une porosité entre 5 et 10 % sur les 20 premiers mètres puis très variables, entre 7 et 15%, jusqu’à 50 m. Locale et non-extrapolable spatialement, cette porosité est néanmoins cohérente avec celle estimée par Jacob et al. (2009, entre 4.8 et 7.3%) sur le même bassin par des mesures gravimétriques surface – profondeur fortement intégratrices. Cette méthode sera détaillée au chapitre 6 (section 3) lorsque nous l’appliquerons sur le causse de Campestre.
Des sondages par la Résonance Magnétique Protonique (RMP) ont également été réalisés sur le site de l’iGrav avant la construction du bâtiment et dans la doline SE en Juillet 2009, Avril 2010, Octobre 2010 et Mai 2011 (Mazzilli et al., 2016). Le sondage de la doline montre une teneur en eau d’environ 5 %, identique en profondeur et constante entre les campagnes, révélant peu de variation de stock dans les 20 premiers mètres investigués. Au contraire, sur l’emplacement du bâtiment, la RMP montre une teneur en eau augmentant avec la profondeur et variant dans le temps, en phase avec les signaux gravimétriques présentés par Deville et al. (2012).

Instrumentation permanente de l’observatoire

En plus du gravimètre supraconducteur, au centre des travaux de cette thèse et qui est présenté en détail dans la section 2 du chapitre 5, le GEK abrite de nombreux instruments permanents (Figure 4.10).
Les variations d’altitudes ont un impact de première importance sur le signal gravimétrique (-386 µGal.m-1). La zone est tectoniquement stable (surrection <3 mm.an-1, e.g. Serpelloni et al., 2013), mais il n’est jamais à exclure des mouvements locaux par exemple liés au retrait-gonflement d’argiles, même si aucune argile n’est observée sur le site, ni en surface ni dans les cavités. Un GPS permanent est installé sur le site et ne montre pas de signal significatif.
Une flûte de 50 électrodes est enterrée selon un profil N/S centré sur l’observatoire. Elle fut en panne la majeure partie de la thèse avant d’être relancée avec une autre acquisition en 2016, dans le cadre du stage de fin d‘études de C. Finco (printemps/été 2016). Les premiers résultats montrent de fortes variations de résistivité superficielles immédiatement après les pluies. Ces variations sont visibles hors de l’emprise de l’observatoire mais pas directement sous le bâtiment, ce qui révèle un faible transport latéral.
Le GEK va accueillir sous peu une station permanente large-bande du réseau RESIF (http://www.resif.fr/). L’observatoire a également accueilli pendant un an une station temporaire (STN01, Figure 4.10) qui sera exploitée au chapitre 8.

Contexte climatique et chroniques météorologiques

L’observatoire est en partie dédié à l’hydrologie. Nous détaillerons donc ici le contexte climatique et les chroniques météorologiques disponibles sur le bassin et sur le site.

Précipitations

Contexte

Le Larzac en général est soumis à un climat dit de type méditerranéen. Il se caractérise par des étés très secs, des hivers et printemps pluvieux, et par ce que l’on qualifie (par extension) d’évènements « cévenols » en automne. Ceux-ci sont générés par des flux d’air chaud et humide en provenance de la méditerranée et qui se condensent au niveau des reliefs du Larzac. Ils peuvent contribuer, en quelques jours, à plus d’un tiers des précipitations annuelles (autour de 1100 mm) sur le Durzon. Depuis l’installation de l’observatoire, on peut citer en exemple les épisodes remarquables de novembre 2011 et novembre 2014, où il est tombé plus de 250 mm en quelques jours. Notamment à cause de ce régime ‘évènementiel’, il existe une forte variabilité interannuelle de la pluviométrie (Table 4.1).

Données disponibles

Plusieurs chroniques pluviométriques sont disponibles pour le bassin du Durzon. La station météorologique Météo-France la plus proche est celle du Caylar (14km au Sud), hors du bassin mais sur le même plateau. Un pluviomètre a été installé en 2006 à la Blaquererie, 4km au SE de l‘observatoire dans le cadre de la thèse de Jacob (2009).
Deux pluviomètres sont installés sur le site même de l’observatoire. Un premier pluviomètre installé en 2012 et dont l’automate a été changé début 2015 après une longue période d’inactivité. Un deuxième pluviomètre, lié à la tour de flux (voir section 4.2 ‘évapotranspiration’ ci-après), permet d’avoir la pluviométrie locale pendant cette période. Malheureusement les instrument ont peu fonctionné en parallèle, et ne permettent pas d’avoir une redondance significative (Figure 4.11). Notons que certains évènements peuvent être très locaux, et que la mesure d’un pluviomètre dépend de l’orientation et de la force des vents : il n’est pas rare que des pluviomètres espacés de quelques dizaines de mètres à centaines seulement donnent des résultats significativement différents (e.g. Jensen and Pedersen, 2005 ; Pedersen et al., 2010).
Spatialement, il existe une variabilité des pluies à l’échelle du Larzac. Les chevauchements E-W pourraient agir comme des barrières pour les pluies en provenance du sud. Ainsi, il semble y avoir un gradient décroissant du Sud vers le Nord sur le Larzac (Jacob, 2009). Au niveau du bassin même, les pluies ont longtemps été considérées spatialement homogènes pour les études précédentes, notamment par comparaison entre les données au Caylar et à la Blaquererie. Cependant, bien que la somme annuelle soit souvent proche, la pluviométrie au Caylar semble systématiquement plus élevée qu’à la Blaquererie (Table 4.1).
Pour les études où les mesures gravimétriques qui servent à l’interprétation sont mensuelles et faites avec des instruments ayant une précision de quelques μgals (dizaines de nm.s-2), cette différence a peu d’impact. Pour le gravimètre supraconducteur de l’observatoire, ces différences se sont au contraire révélées critiques pour l’interprétation et la modélisation (Fores et al., 2016a, chapitre 7.3).
Figure 4.11 : Disponibilité des données pluviométriques depuis la construction du GEK. Les données du Caylar (CAY) sont fournies par météo France depuis 2004. Celles de la Blaquererie (BLQ) sont disponibles depuis son installation en 2006 dans le cadre de la thèse de Jacob (2009). Deux pluviomètres sont disponibles au GEK : un pluviomètre indépendant (JAS RG) et celui de la station météorologique de la tour de flux (JAS FT).
Ainsi pour les études à l’observatoire (chapitre 6-7-8), on prend toujours les données les plus proches disponibles: la pluviométrie sur le site de l’observatoire en priorité, à défaut celle de la Blaquererie, et avant l’installation de ce pluviomètre, celle du Caylar (essentiellement pour la période d’initialisation des modèles).
Deux années montrent des différences notables : 2010 avec un total de 200 mm de différence et 2015 avec 300 mm de différence. La différence très importante en 2014 (+500 mm au Caylar) donne un cumul annuel de 1665 mm ce qui constitue un record. Cela soulève la question d’une erreur sur la mesure d’un évènement mesuré à 400mm en septembre 2014 par météo France au Caylar, ce qui est soit lié à un évènement très local soit une erreur au vu de la gravimétrie et de la pluviométrie mesurées sur place (maximum 100 mm au GEK et BLQ).

Evapotranspiration

Une autre donnée météorologique de première importance est l’évapotranspiration. En effet, l’eau sortant du système via l’atmosphère est une perte très importante, du même ordre de grandeur que le débit « souterrain » local comme nous l’estimerons à partir de la gravimétrie dans le chapitre 7. L’évapotranspiration, comme son nom l’indique, cumule deux processus distincts : l’évaporation physique, passage à l’état gazeux de l’eau liquide présent dans le sol, et la transpiration physiologique des plantes. L’évaporation se produit s’il y a présence d’eau mobilisable dans le sol et si l’atmosphère est non-saturée et exerce une demande évaporatoire. L’évapotranspiration dépend ainsi des conditions d’humidité du sol, des conditions météorologiques, mais également de la densité et du type de végétation. Sur le site de l’observatoire, la végétation est essentiellement réduite à de l’herbe basse, avec une transpiration faible et une prise peu profonde.

Evaporation réelle par Eddy Correlation

L’évaporation réelle (ETA ou AET – ‘actual evapotranspiration’) d’une parcelle est donc très difficile à mesurer. Les méthodes par Eddy-corrélation (« covariance des turbulences » en français, terme très peu usité) sont les méthodes les plus précises aujourd’hui pour mesurer les échanges entre les écosystèmes terrestres et l’atmosphère (énergie, vapeur d’eau, CO2). Ces méthodes sont récentes : Anderson et al. (1984) et Desjardins et al (1984) sont parmi les premiers à mesurer les flux de manière routinière avec les méthodes d’Eddy-corrélation. Ce n’est que dans les années 90 que les développements techniques ont rendu possible les mesures en continu à long terme (>1 an, Wofsy et al., 1993).
Depuis quelques années les tours de flux – les instruments permettant les estimations des flux par Eddy-correlation, soit une station météo, un analyseur de gaz et un anémomètre haute-fréquence sur le même support – se démocratisent. Le projet FluxNet (http://fluxnet.ornl.gov/) montre l’engouement pour ces instruments et le besoin qu’ont les scientifiques d’avoir des données claires d’échanges entre l’atmosphère et les écosystèmes.
D’une centaine de tours de flux en 2001 (Baldocchi et al., 2001), plus de 840 sites sont aujourd’hui dans le projet, dont plus de 560 actifs mettent leur données commun et en libre accès.
Très brièvement, le principe se base sur la décomposition du flux d’air turbulent en tourbillons de différentes tailles avec des composantes verticales différentes. Le tout est mesuré par l’anémomètre sonique à haute fréquence, en parallèle des mesures de teneur en gaz par l’analyseur. La mesure de la turbulence est réalisée par l’estimation de la covariance du vent sur des durées de 30 minutes en général. La covariance de la vitesse verticale et d’une concentration en gaz donne son flux. Lorsque l’atmosphère est stratifiée et trop calme (pas assez turbulente, souvent les nuits) ou pendant les pluies, la méthode d’Eddy-correlation n’est pas applicable. On peut chercher plus de détails sur la méthode dans la publication de Baldocchi et al. (1988) par exemple.

La tour de flux du GEK

Comme il sera discuté dans la thèse (Fores et al., 2016a, chapitre 7.3) et pour les mêmes raisons qu’avec la pluviométrie, il est important d’avoir des données précises et locales d’évapotranspiration aux cotés des mesures précises et locales de gravité. Pour cela, une tour de flux a été installée près de l’observatoire fin 2012 (Figure 4.10).
La tour de flux est composée d’un pluviomètre, d’une station météorologique (pression/humidité/température), d’un anémomètre sonique (Campbell CSAT3) qui mesure les vents dans les trois directions à 10Hz, d’un analyseur de gaz qui mesure à la même fréquence les teneurs en eau et C02. Enfin, elle est équipée d’un capteur de rayonnements (émis et incidents) permettant le calcul théorique lorsque les conditions de mesure du vent ne sont pas optimales (Figure 4.12).

Table des matières

2. Hydrogravimétrie
1. Comment l’hydrologie impacte t’elle la gravité ?
1.1. Impact gravimétrique de l’eau à l’échelle continentale
1.1.1. Attraction newtonienne
1.1.2. Surcharge continentale et déformation élastique
1.2. Impact gravimétrique de l’eau à l’échelle locale
1.2.1. Effet d’un plateau infini
1.2.2. Formes complexes : éléments finis (prismes)
2. Du signal gravimétrique total aux résidus hydrologiques
2.1. Variations temporelles
2.1.1. Effets de marées
2.1.2. Variations de pression atmosphérique
2.1.3. Mouvement des pôles
2.2. Variations spatiales
2.2.1. Correction d’air libre
2.2.2. Correction topographique
2.3. Corrections instrumentales
3. Applications concrètes de l’Hydrogravimétrie terrestre
3.1. Localisation, redistribution et autres processus hydrologiques
3.2. Calibration de modèles hydrologiques
3.3. Autres méthodes hydrogéophysiques
3. Les karsts
1. Un karst : une histoire liée à l’eau
1.1. Karstifications et évolutions
1.1.1. Karstification
1.1.2. Evolution
1.1.3. Lexique karstique
1.2. Entités karstiques et fonctionnements hydrologiques
1.2.1. L’épikarst
1.2.2. La zone d’infiltration
1.2.3. La zone phréatique
1.3. Typologie karstique
1.4. Hétérogénéité des karsts
2. Outils de l’hydrologie karstique
2.1. Hydrogrammes
2.2. Autres méthodes
2.2.1. Traçages
2.2.2. Chimie des eaux
2.2.3. Bilans de masses pluriannuels
2.2.4. Expérimentations in situ
3. Modélisation du fonctionnement hydrologique
3.1. Modèles conceptuels par fonction de transfert
3.2. Modèles conceptuels à réservoirs
3.3. Modèles physiques
3.4. Limites actuelles et apport de la géophysique aux modèles
La zone étudiée
1. Contexte régional
2. Le système karstique du Durzon
2.1. Lithologie
2.2. Structure et Fracturation
2.3. Hydrologie
2.3.1. Géomorphologie et topographie
2.3.2. La source du Durzon
2.3.3. Stockage épikarstique
3. L’observatoire GEK « Géodésie en Environnement Karstique »
3.1. Topographie
3.2. Hydrogéologie de l’épikarst du GEK
3.2.1. Fracturation et altération
3.2.2. Piézométrie
3.2.3. Teneur en eau et porosité
3.3. Instrumentation permanente de l’observatoire
4. Contexte climatique et chroniques météorologiques
4.1. Précipitations
4.1.1. Contexte
4.1.2. Données disponibles
4.2. Evapotranspiration
4.2.1. Evaporation réelle par Eddy Correlation
4.2.2. La tour de flux du GEK
4.2.3. Evapotranspiration potentielle
4.2.4. Evaporation utilisée et plus-value
Les gravimètres utilisés
1. Introduction
2. Le gravimètre relatif supraconducteur iGrav #002
2.1. Principe des gravimètres supraconducteurs
2.2. Traitement des données
2.2.1. Calibration
2.2.2. Prétraitement des données
2.2.3. Dérive instrumentale
2.2.4. Correction des surcharges non locales
2.2.5. Marées, pôles et pression locale
2.2.6. Récapitulatif
2.3. Relation entre résidus et gravimétrie : effet de site
2.4. Bruit et performances de l’iGrav #002 : comparaison avec d’anciens instruments
2.4.1. Densité de puissance spectrale et origine du bruit
2.4.2. ‘Seismic Noise Magnitude’ (SNM)
2.4.3. Variance d’Allan
2.5. Suivi de l’inclinaison de l’iGrav
2.5.1. Unités et orientation
2.5.1. Corrélation avec la température
3. Le gravimètre à ressort CG5#167
3.1. Publication : ‘Impact of ambient temperature on spring-based gravimeters’
3.2. Synthèse de la publication et applications
3.3. Autres précautions nécessaires
3.3.1. Effet du transport et relaxation
3.4. Incertitudes associées aux mesures
6. Variabilité spatiale du stockage
1. Motivations
2. Variation spatiale du stockage sur le site du GEK
2.1. Méthodologie
2.1.1. Plan de positionnement et corrections
2.1.2. Assemblage des campagnes temporelles
2.2. Discussion des résultats
2.2.1. Signal à long terme
2.2.2. Réponse à court-terme après les pluies
3. Variations spatiales et temporelles du stockage épikarstique : la galerie de l’abime de Saint-Ferréol
3.1. Histoire du site et contexte géologique
3.1.1. Histoire du site
3.1.2. Contexte géologique général
3.1.3. Contexte géologique local
3.1.4. Observations hydrogéologiques dans la galerie
3.2. Méthodologie des mesures gravimétriques
3.2.1. Plan de mesure
3.2.2. Correction de la dérive, des marées et de la température ambiante
3.3. Calcul des mesures surface-profondeurs et doubles différences
3.3.1. Correction de topographie
3.3.2. Correction des cavités
3.4. Estimation des paramètres du milieu
3.4.1. Masse volumique apparente
3.4.2. Porosité
3.5. Interprétation des variations temporelles et spatiales des mesures S2D
3.5.1. Volume investigué
3.5.2. Variations spatiales de stockage
3.6. Bilans de masse et modèles
3.7. Discussion et futures expérimentations
4. Synthèse sur la variabilité spatiale
Modélisation des variations
7. temporelles du stockage sous l’observatoire
1. Introduction
2. Outils d’inversion
2.1. Optimisation : l’algorithme de voisinage
2.2. Fonction objectif : le KGE
3. Publication: ‘Assessing the precision of the iGrav superconducting gravimeter for hydrological models and karstic hydrological process identification’
4. Compléments à la publication
4.1. Synthèse de la publication
4.1.1. Synthèse des observations directes
4.1.2. Synthèse des modèles à réservoirs
4.2. Modèles à réservoirs supplémentaires
4.2.1. Réservoir « index de pluies »
4.2.2. Modèles à l’échelle du bassin
5. Interprétation hydrogéologique
6. Intégration des données de l’iGrav dans des modèles physiques 1-D
6.1. Justifications
6.2. Hydrus 1-D
6.2.1. Ecoulement en milieu non saturé
6.2.2. Discrétisation et taille du modèle.
6.2.3. Nombre de matériaux
6.2.4. Conditions aux limites
6.2.5. Conditions initiales et période de chauffe
6.2.6. Simulation des variations de gravité
6.2.7. Optimisation des paramètres
7. Résultats des modèles physiques Hydrus 1-D
7.1. Modèles contraints par gravimétrie
7.2. Modèles contraints par la piézométrie
8. Conclusions de l’apport gravimétrique à la modélisation
8.1. Modèles à réservoirs
8.2. Modèles Hydrus
Assimilation du suivi 8. des variations de vitesse des ondes de surface
1. Motivations
2. Variations des vitesses des ondes de surface
2.1. Les ondes de Rayleigh
2.2. Profondeur d’investigation
2.2.1. Cas d’un milieu homogène
2.2.2. Cas d’un milieu tabulaire
3. Intercorrélation du bruit sismique ambiant
3.1. Reconstruction de la fonction de Green des ondes de surface
3.2. Surveillance des variations des vitesses des ondes de surface
3.3. Intégration dans les modèles hydrologiques
3.3.1. Relations de Biot-Gassmann
3.3.2. Calcul des variations des ondes S
3.3.3. Le problème des ondes P
3.3.4. Calcul des nouvelles vitesses R
4. Application au GEK
4.1. Présentation des stations
4.2. Origine et fréquences du bruit
4.3. Traitement des données
5. Publication: ‘Ambient seismic noise allows estimation of hydraulic conductivity in deep unsaturated media’
6. Synthèse de la publication et compléments
6.1. Principaux résultats
6.2. Impact du profil initial de VS
6.3. dV/V expérimentaux
6.4. Autres origines possibles du signal
6.4.1. Anisotropie du milieu
6.4.2. Effet physico-chimique
6.4.3. Effet indépendant de l’hydrologie : température
7. Conclusions
Synthèse et perspectives
1. Apports et limites de l’hydrogravimétrie
2. Le site dolomitique du GEK
2.1. Bilans de masse basés sur la gravimétrie
2.2. Modèles 1-D basés sur la gravimétrie
2.3. Apports de la sismologie passive
2.4. Importance des données météorologiques locales
3. Calcaires de Campestre : un fonctionnement différent ?
4. Des modèles spatialisés en perspective ?
5. Des applications à d’autres systèmes hydrologiques ?
Références

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