Université de Neuchâtel — Faculté des Sciences Institut de Géologie Centre d'Hydrogéologie Etude hydrogéologique du bassin de la source de l'Areuse (Jura neuchâtelois) Thèse présentée à la Faculté des Sciences de l'Université de Neuchâtel pour obtenir le grade de docteur es sciences par Jean-Pierre Tripet Ingénieur géologue Neuchâtel, le 13 décembre 1972 Helioprint AG, Zürich IMPRIMATUR POUR LA THÈSE ..........Biy$...;CT„RESERVE^ BASSIN SUPERIEUR DE L'AREUSE de M......Jean-Pierre...Trrpet UNIVERSITÉ DE NEUCHATEL FACULTÉ DES SCIENCES La Faculté des sciences de l'Université de Neuchâtel, sur le rapport de Messieurs les professeurs ..A......Bur.ger..,...J...-P......S.chaer....et...E......Walser................... autorise l'impression de Ia présente thèse sans exprimer d'opi- nion sur les propositions qui y sont contenues. Neuchâtel, le ...13...décembr.e...l9?.2................................... Le doyen : A. Jacot^Guillarmod 4 TABLE DES MATIERES Pages RESUME ZUSAMMENFASSUNG ABSTRACT Chapitre premier INTRODUCTION 1. SITUATION GEOGRAPHIQUE 14 2. BUTSDE L'ETUDE 15 3. ETAPES DES RECHERCHES 15 4. DONNEES A DISPOSITION 16 4.1. Données obtenues indépendamment des travaux du Comité de l'Areuse 16 4. 2. Dispositif d'observation du Comité de l'Areuse 17 5. CADRE THEORIQUE DE L'ETUDE 17 6. REMERCIEMENTS 18 Chapitre 2 SITUATION GEOGRAPHIQUE ET GEOLOGIQUE. 1. CARACTERES GEOGRAPHIQUES 19 2. SPELEOLOGIE 20 3. LES PARAMETRES BIOLOGIQUES 21 3.1. Couverture végétale 21 3.1.1. Caractères généraux 21 3.1.2. Phytosociologie des zones forestières 22 3.1. 3. Conclusions au paragraphe 3.1. 23 3.2. Phases phénologiques 23 4. CARACTERES GEOLOGIQUES 26 4.1. Levers géologiques existants 26 4.2. Lithologie 27 4.3. Structure 29 4.4. Forages profonds 30 5. LIMITES DU BASSIN 35 Chapitre 3 HYDROLOGIE DE SURFACE 1. LES FACTEURS METEOROLOGIQUES 37 1.1. Précipitations 37 1.1.1. Le réseau d'observation 37 1.1.2. Hauteurs de précipitations annuelles et module pluviométrique annuel pour chaque station. 37 1.1.3. Distribution spatiale des précipitations 40 1.1. 3. - 1. Le bassin de la source de l'Areuse à l'échelle du domaine jurassien 40 1.1. 3, - 2. Les cartes pluviométriques du bassin de la source de l'Areuse 42 1.1.4. Lame d'eau moyenne tombée sur le bassin 45 5 1.1. 4. - 1. Moyenne arithmétique des hauteurs de précipitations aux diverses stations 46 1.1.4.-2. Méthode de THIESSEN 53 1.1. 4. - 3. Méthode des isohyètes 55 1.1.4. - 4. Conclusions au paragraphe 1.1.4. 55 1.1. 5. Les enregistrements de pluie 1.1.6. Conclusions au paragraphe 1.1. 1, 2. Etude de la couverture nivale 1.2.1. Le réseau d'observation 1. 2. 2. Calcul de l'équivalent en eau 1.2.3. Influence de la forêt 1. 2. 4. Relation entre la fusion de la neige et le débit de l'exutoire °5 66 1.4. Le régime de l'écoulement souterrain 1.4.1. Schéma théorique du régime de l'écoulement souterrain 1.4.2. Régime en période de tarissement 1. 4. 2. - 1. Courbe de tarissement de la source 56 59 59 59 60 64 66 67 1.2.5. Données à disposition pour étude de détail 1.3. Observation des paramètres humidité, température, vents, insolation 1.4. Mesure et calcul de !'evaporation 1.5. Calcul de l'évapotranspiration potentielle et réelle 1. 5.1. Evapotranspiration potentielle, ETP; formule de PRIMAULT 74 1. 5. 2. Evapotranspiration réelle, ETR; méthode de SZESZTAY 74 1.5.2.-1. Calcul de ETR 74 1.5.2.-2. Evaporation déduite de ETR 1.5.2.-3. Mesure de l'humidité du sol 1. 5. 3. Evapotranspiration réelle annuelle pour la période 1959-1969 8^ 2. ECOULEMENT 87 2.1. Ruissellement superficiel 8 2. 2. Le Lac des Taillères 2. 3. Le débit de la source de l'Areuse 80 80 87 87 Chapitre 4 HYDROGEOLOGIE 1. DISTRIBUTION ET MOUVEMENT NATUREL DE L'EAU SOUTERRAINE 90 1.1. Définition du système d'écoulement souterrain *u 1.2. Détermination des propriétés physiques de l'aquifère yi 1.2.1. Essais d'injection d'eau sous pression 1.2.2. Essais de pompage 1. 2. 3. Modèle analogique RC 1. 2. 4. Conclusions à l'étude du coefficient de perméabilité de DARCY " 1. 2. 5. Estimation du coefficient d'emmagasinement " 1. 3. Détermination de la surface piézométrique 1.3.1. Mesure du niveau piézométrique 1. 3. 2. Détermination de la surface piézométrique "° 92 93 95 98 98 100 100 103 103 1.4.2.-2. Variation du niveau piézométrique en période de tarissement 105 6 1.4.2.-3. Conclusions au paragraphe i. 4.2. 108 1.4.3. Régime en période de crue 108 1.4. 3, - 1. Courbe de décrue de la source 108 1.4. 3. - 2. Relations entre débit Q et hauteur piézométrique H 110 1.4.3.-3. Conclusions au paragraphe 1.4. 3. 113 1. 4. 4. Conclusions a l'élude du régime de l'écoulement souterrain 113 1. 5. Relation entre le débit de la source et les !acteurs météorologiques 114 1. 5.1. Représentation synoptique de quelques paramètres du cycle hydrologique 114 1.5. 2. Etude d'une relation empirique 115 2. ANALYSE DU REGIME DE LA SOURCE 118 2.1. Méthode analytique ' 118 2.2. Détermination de Z 119 2.2.1. Relation entre le débit de pointe des systèmes de 1er et 2e ordres 119 2.2.2. Détermination de Z1 1ère approximation 120 2.2.3. Ajustement de la fonction Z 122 2.3. Calcul de l'hydrogramme relatif à G 122 2. 4. Décomposition du débit total 126 2.5. Données statistiques relatives au débit 127 2. 5.1. Variation interannuelle du débit moyen d'un même mois 127 2.5.2. Courbes des débits classés 127 3. BILAN HYDROLOGIQUE 128 3.1. Calcul de la réserve souterraine 128 3. 2. Mise en équation du bilan 131 4. CARACTERES PHYSIQUES ET CHIMIQUES DE L'EAU 133 Chapi tre 5 MODELE ANALOGIQUE RC 1. REMARQUES GENERALES 139 2. DONNEES THEORIQUES ' 139 3. CALCUL DU RESEAU 140 3.1. Les facteurs géologiques et hydrologiques 140 3.2. Calcul des paramètres électriques 141 4. CONTROLE DU MODELE 142 4.1. Régime permanent 142 4. 2. Régime transitoire 143 Chapitre 6 ETUDE QUANTITATIVE DES RESERVES EN EAU DU SYNCLINAL DE LA BREVINE 1. VOLUMES NECESSAIRES A LA REGULARISATION DU DEBIT DE L'EXUTOIRE (SEUIL DU BOISDE L'HALLE) 145 2. POSSIBILITE D'AUGMENTER LA RESERVE REGULATRICE EN PERIODE DE TARISSEMENT 148 2.1. Mesures sur modèle RC 148 2.2. Débit disponsible en fonction du temps 150 7 2.3. Hauteur piézoméirique au-dessus du point de captage 150 2.4. Résumé des paragraphes 2.2 et 2.3 152 2.5. Conclusions au paragraphe 2 153 3. REMARQUES CONCERNANT L'EXECUTION D'OUVRAGES DE DERIVATION DE L'EAU SOUTERRAINE 153 CONCLUSIONS 156 IiIBLIOCRAPHIE 158 TABLEAUX 3.-2.1 Hauteurs de précipitations annuelles et module pluviométrique 165 3.-2.2 annuel. 166 TABLEAU 3.-7 Lame d'eau moyenne tombée sur le bassin pour des périodes 167 mensuelles, coefficient pluviométrique mensuel relatif TABLEAUX 3.-14 Observations réalisées aux stations météorologiques: valeurs 168 3.-15 mensuelles et annuelles 169 3.-16 172 TABLEAUX 4.-1 à 4.-4 Résultats des essais d'injection d'eau dans les forages 175 8 RESUME La source de l'Areuse (ou source de la Doux) est la résurgence karstique la plus volumineuse du bassin de l'Areuse (Jura helvétique plissé). Son bassin-versant hydrogéologique, relacivament bien délimité grâce à la structure géologique, est constitué par deux synclinaux qui se relaient et qui sont affectés par une montée axiale à chacune de leurs extrémités. Les terrains aquifères sont les calcaires du MaJm, épais de 350 mètres environ; ils reposent sur les marnes de l'Argovien qui forment le mur imperméable du réservoir. La super- ficie du bassin-versant est de 130 km2 environi altitude moyenne : 1115 m; altitude de la source : 793 m, précipitation annuelle moyenne: 1500 mm environ; débit annuel moyen de la source: 4,68 m3/s (période 1959 - 1969). Un Comité d'étude s'est constitué dans le but d'examiner la possibilité de mettre en valeur la force hydrau- lique des eaux souterraines de ce bassin, et d'utiliser ces réserves en eau souterraine pour régulariser le débit de l'Areuse. Pour répondre aux questions posées par ce projet, un dispositif d'observation a été in- stallé dans le bassin; il a fonctionné pendant une période de dix ans (1959-1969). Il comprenait des stations météorologiques et pluviométriques, un réseau d'observation de la neige, un limnigraphe à la source, où la température et le chimisme de l'eau ont été mesurés de façon régulière; l'eau souterraine a été observée grâce à cinq forages profonds (de 75 à 450 m) fonctionnant comme piézomètres et équipés de limnigraphes. Grâce à la densité du dispositif d'observation hydro-météorologique, les facteurs du bilan hydrologique (notamment: précipitations, réserve nivale, évapotranspiration potentielle et réelle) ont été étudiés d'une façon relativement approfondie. L'étude de la distribution et du mouvement naturel de l'eau souterraine a consisté à reconstruire le système d'écoulement souterrain tel que TOTH ( 1963) l'a défini. La démarche fait appel à des hypothèses qui conduisent à une représentation très simplifiée de la réalité; en particulier, on est conduit faute de données à admettre que la perméabilité de l'aquifère est homogène et isotrope. Cette représentation permet néanmoins de répondre, en termes de probabilité, aux questions d'hydrogéolo- gie appliquée qui sont à la base de l'étude; elle est concrétisée par la rtaiisation d'un modèle (modèle ana- logique électrique résistif- capacitif). Les mesures réalisées sur le modèle montrent que le coefficient de perméabilité de DARCY apparent du bassin dans son ensemble est environ 10'0OO fois plus élevé que celui calculé à partir d'essais de pompage dans les piézomètres; cette différence est une conséquence de l'hété- rogénéité de la perméabilité. Le régime de l'écoulement souterrain est étudié dans le cadre de l'unité hydrogéologique ainsi définie, et à partir d'un schéma théorique basé sur les hypothèses suivantes : 1. Les fissures dans lesquelles circule l'eau souterraine sont réparties par approximation en deux classes principales dont dépend le régime de l'écoulement: les plus perméables (= les plus rares), et les plus fréquentes (=les moins perméables). 2. La configuration des zones très perméables dans le système d'écoulement peut être représentée par un graphe appelé "arborescence"; ces zones constituent un réseau qui draine l'ensemble du massif en ré- gime non influencé, et qui l'alimente (ou le "recharge") en période de crue. Ce schéma théorique conduit à une analogie entre le régime de l'écoulement souterrain et celui d'un système de drainage superficiel; grâce à cette analogie, l'hydrogramme de la source est analysé par une méthode d'hydrologie de surface; ses composantes sont le débit des fissures respectivement les plus larges (équiva- lent du ruissellement direct), et les moins perméables (équivalent du débit de base). 9 On montre finalement que les débits disponibles sont importants mais que la capacité d'accumulation du bassin est relativement faible (porosité efficace = env. 4 o/oo). L'évaluation des ressources est obtenue par étude directe du facteur "débit à l'exutoire", et de la loi qui régit l'épuisement de la réserve. Il appa- raît donc que l'étude du bilan hydrologique n'a de signification, dans le cas présent, que vu sous l'angle de la recherche scientifique; par contre, les recherches concernant le système d'écoulement souterrain sont de première importance dans le cadre d'une étude semblable. Ces conclusions sont en accord avec les travaux de MARGAT (1969) (évaluation des ressources) et de KIRALY (1969 d) (rôle de l'étude des systèmes d'écoulement souterrain dans les travaux d'hydrogéologie appliquée). IO ZUSAMMENFASSUNG Die Quelle der Areuse ist die wasserreichste Karstquelle im Einzugsgebiet der Areuse (Schweizer Falten- jura). Sein Grundwassereinzugsgebiet, das dank der geologischen Struktur relativ gut abgegrenzt ist, wird von zwei Synklinalen gebildet, die sich ablösen und die an ihren Enden axial ansteigen. Die wasserführende Schichtfolge besteht aus Malm-Kalk und ist ungefähr 350 m dick; sie ruht auf den Mergeln des Argovien, 2 welche die Sohle des Grundwasserleiters bilden. Die Fläche des Einzugsgebietes beträgt etwa 130 km ; die mittlere Seehöhe 1115 m, die Höhe der Quelle 793 m; die mittlere Jahressumme des Niederschlages ist un- gefähr 1500 mm, die mittlere Abflussmenge der Quelle 4.68 m / sec (Periode 1959 - 1969). Es wurde eine Studienkommission gegründet mit dem Ziel, die Möglichkeiten zu prüfen, wie man die hydrau- lischen Kräfte des Grundwassers des Einzugsgebietes nutzbar machen könnte, und wie man die Grundwasser- reserven dazu verwenden könnte, die Wasserführung der Areuse zu regulieren. Um diese Fragen beantworten zu können, wurde im Einzugsgebiet ein Messnetz errichtet, das 10 Jahre lang ( 1959 - 1969) in Betrieb war. Es umfasste meteorologische, Niederschlags- und SchneemessStationen, einen Limnigraphen an der Quelle, wo die Temperatur und die chemische Zusammensetzung des Wassers regelmässig gemessen wurden; das Grund- wasser wurde mit Hilfe von 5 Tiefbohrungen ( von 75 bis 450 m ) beobachtet, die als Piezometer arbeiteten und mit Limnigraphen ausgerüstet waren, Da das Netz der hydro-meteorologischen Messstationen dicht war, konnten die Grössen der Wasserbilanz, wie Niederschlag, Wasseräquivalent der Schneedecke, potentielle und aktuelle Evapotranspiration, relativ ge- nau erfasst werden. Das Studium der Verteilung und der natürlichen Bewegung des Grundwassers erlaubte es, ein Modell der Grundwasserströme aufzustellen, wie es von TOTH ( 1963) definiert worden ist. Bei diesem Verfahren werden Hypothesen angewandt, die zu einer sehr vereinfachten Darstellung der wirklichen Verhält- nisse führen; im besonderen wird mangels bekannter Grössen angenommen, dass die hydraulische Leitfähig- keit des Wasserträgers homogen und isotrop ist. Diese vereinfachte Darstellung erlaubt es gleichwohl, die hydrogeologisehen Fragen, die die Grundlage der Studie bilden, mit Hilfe von Wahrscheinlichkeitsaussagen zu beantworten, und zwar anhand eines elektrischen Analogiemodells (Widerstand- Kondensator - Netz). Die am Modell ausgeführten Messungen ergeben einen scheinbaren Permeabilitätskoeffizienten von Darcy, der für das ganze Einzugsgebiet etwa 10 000 mal höher ist als der mit Hilfe der Pumpversuche in den Tiefbohrungen errechnete,- dieser Unterschied ist eine Folge der Heterogenitä't der hydraulischen Leitfähigkeit. Das Regime der Grundwasserströme wurde untersucht, indem das System als hydrogeologische Einheit be- trachtet wurde und ein theoretisches Schema zugrundegelegt wurde, das auf folgenden Hypothesen beruht. 1. Die Klüfte, in denen das Grundwasser zirkuliert, können näherungsweise in zwei Hauptklassen eingeteilt werden, von denen das Abflussregime abhängt: die durchlässigeren (selteneren) und die zahlreich vor- handenen, weniger durchlässigen Klüfte. 2. Die Anordnung der sehr durchlässigen Zonen im Abflussystem kann durch ein baumartig verzweigtes System dargestellt werden; diese Zonen bilden ein Netz, welches das gesamte Massiv bei unbeeinflussten Verhältnissen entwässert, und es in Hochwasserperioden mit Wasser anreichert. Dieses theoretische Schema führt zu einer Analogie zwischen dem Abflussregime des Grundwassers und dem- jenigen eines oberflächlichen Entwässerungssystems,- dank dieser Analogie kann der Abflussverlauf der Quel- le mit den gleichen Methoden analysiert werden, wie sie für Oberflächengewässer angewandt werden; ihr Ab- fluss setzt sich aus dem der grösseren Klüfte, (entsprechend dem direkten Oberflächenabfluss ) und der we- niger durchlässigen Klüfte (entsprechend dem Trockenwetterabfluss ) zusammen. 11 Schliesslich wird gezeigt, dass die verfügbaren Abflussmengen bedeutend sind, dass die Speicherkapazität des Einzugsgebietes aber relativ klein ist (effektive Porosität ungefähr 4 %0 ). Die Abschätzung der Wasser- reserven stützt sich auf die Abflussmessung an der Quelle der Areuse und auf das Gesetz, welches die Ab- nahme der Reserven beschreibt. Das Studium der Wasserbilanz hat im vorliegenden Fall nur wissenschaft- liche Bedeutung. Die Untersuchungen der Grundwasserströme dagegen haben im Rahmen derartiger Studien erstrangige Wichtigkeit. Margat (1969) ist für die Abschätzung der Reserven und Kiraly (1969 d) in bezug auf die Rolle von Systemstudien der Grundwasserströme in der angewandten Hydrogeologie zu den gleichen Schlussfolgerungen gelangt. 12 ABSTRACT The Areuse spring is the karstic spring with the highest flow rate of any in the drainage basin of the Areuse river (in the folded Swiss Jura). Its groundwater basin, which is comparatively clearly demarcated as a re- sult of the geological structure, is constituted by two synclines which are raised by an axial uplift at each of their extremities. The waterbearing formations are the Malm limestones, which are some 350 metres ( 1150 ft. ) thick. They overlay the Argovian marls which form the lower confining bed of the aquifer. The surface area of the catchment is about 130 square kilometres (50 square miles), the mean altitude is 1115 metres (3658 ft.), the altitude of the spring 793 metres (2602 ft.), the mean annual rainfall about 1500 mm (59 inches ), the mean annual discharge of the spring 4.68 eu. m. (165 cu. ft.) per second (period 1959-1969). A study commission was set up for the purpose of investigating the possibility of exploiting the groundwater in this catchment for hydraulic power generation and for regulating the flow of the Areuse. An observation net- work was installed in the catchment in order to answer the questions raised by this project. It was in opera- tion for ten years ( 1959 - 1969). It comprised meteorological stations, a rain gage network, stations for snow height and density measurement, and a water-stage recorder at the spring, where the temperature and chemi- cal characteristics of the water were regularly measured. The groundwater was investigated by means of five drill holes (from 75 to 450 metres, or 245 to 1475 ft. deep) which served as observation wells and were equipped with water-stage recorder. The density of the network of hydro-meteorological measuring stations enabled a fairly thorough study to be made of the water balance factors (particularly rainfall, water equivalent of snow accumulation, potential and actual évapotranspiration). The study of the distribution and natural movement of the groundwater per- mitted the reconstruction of the groundwater flow system as defined by TOTH (1963). The proce- dure is based on hypotheses that lead to a much simplified representation of reality. In particular, it is as- sumed in the absence of data that the hydraulic conductivity of the aquifer is homogeneous and isotropic. This picture nevertheless makes it possible to reply in terms of probability to the questions of applied hydro- geology which form the basis of the study. It is materialized by a model (electrical resistor-capacitor ana- logue). Measurements on the model show that the apparent hydraulic conductivity is about 10,000 times higher for the catchment as a whole than that calculated from pumping tests in the drill holes. This differen- ce is a result of the heterogeneity of the hydraulic conductivity. The groundwater flow regimen is studied in the framework of the hydrogeological unit thus defined and with the aid of a theoretical model based on the following assumptions : 1. The fractures in which the groundwater flows are divided by way of approximation into two main catego- ries on which the flow regimen depends : the more pervious (which are less numerous ) and the more frequent (which are less pervious). 2. The configuration of the very pervious zones in the flow system can be represented by an "arborescence" graph; these zones constitute a network which drains the whole massif in the absence of replenishment and recharges it at high-water periods. This theoretical model leads to an analogy between the regimen of groundwater flow and that of a surface drainage network. Thanks to this analogy, the hydrograph of the spring can be analysed by a surface hydrolo- gy method; its components are the flow rates of the widest fractures (equivalent of the direct surface runoff) and of the less pervious ones (equivalent of the base flow). 13 It is finally shown that the available yield is substantial but that the storage capacity of the catchment is small (effective porosity approx. 0.4 per cent). The evaluation of the groundwater resources is carried out by direct study of the outflow and of the law that applies to the depletion of the storage. It therefore appears that the study of the water balance has no significance in the present case except for the pur- poses of scientific research. On the other hand, the investigations into the groundwater flow system are of cardinal importance in a study of this kind. These conclusions are in agreement with the work of MARGAT ( 1969) (evaluation of resources ) and of KIRALY ( 1969 d) (role of the study of groundwater flow systems in applied hydrogeological work). 14 Chapitre premier INTRODUCTION 1. SITUATION GEOGRAPHIQUE La source de l'Areuse, dite aussi source de la Doux (canton de Neuchâtel, commune de St-Sulpice), est une résurgence karstique dont le bas s in-versant hydrogéologique est relativement bien délimité grâce à la struc- ture géologique. Ce bassin est l'objet de la présente étude; il comprend la vallée de la Brévine et la partie orientale de la vallée des Verrières, dans la zone centrale du Jura helvétique plissé (carte nationale de la Suisse au 1: 25'000: feuilles 1143, Le Locle; 1162, Les Verrièresj 1163, Travers); sa superficie est 2 d'environ 130 km ; sa situation par rapport au réseau hydrographique du Nord-Ouest de la Suisse est indi- quée à la fig. 1. - 1. Limite de bassin 1 Bassin du Rhône 3 Bassin du Rhin 2 Bassin de l'Aar i, Bassin du PÔ AR Bassin de la source de l'Areuse Fig. 1. - 1 Situation générale du bassin. 15 2. BUTS DE L'ETUDE Le but de l'étude est de définir les caractéristiques hydrogéologiques du bassin, afin d'examiner la possibi- lité d'utiliser ses ressources en eaux souterraines pour la production d'énergie électrique. Les calcaires fissurés du Jurassique supérieur, épais de 350 m environ, qui constituent le sous-sol de la vallée de La Brévine, forment un bassin d'accumulation naturel en raison de leur structure et de leur position surélevée par rapport à la vallée voisine (Val-de-Travers); il s'agit de déterminer dans quelle mesure la chute ent- re le réservoir souterrain et le Val-de-Travers pourrait être exploitée, et quelles sont les possibilités d'utiliser la réserve en eau du bassin pour régulariser le débit capté; cette dernière opération permettrait d'augmenter le débit du cours moyen de l'Areuse en période de basses eaux, et par conséquent d'améliorer le rendement des usines hydroélectriques existantes, en aval de Noiraigue. Le dispositif d'observation a été prévu de manière à fournir le plus de renseignements possible concernant les différents termes du bilan hydrologique et les propriétés physico-chimiques de l'eau souterraine, pour permettre de choisir les moyens les plus appropriés de répondre aux questions posées. Ainsi ce travail a un second but, subordonné au premier, qui est de fournir des informations critiques au sujet de diverses métho- des d'étude d'un bassin karstique; ceci devrait faciliter la réalisation d'autres campagnes de recherche appli- quées à des régions de caractère semblable, en particulier à d'autres bassins du Jura plissé, dont certains sont actuellement en cours d'étude. La nature essentiellement hétérogène et anisotrope des aquifères cal- caires rend leur étude complexe; la surface supérieure de la zone noyée est souvent à une profondeur rela- tivement grande et subit des fluctuations de forte amplitude; ces conditions accroissent le coût des forages d'observation, et par conséquent en limitent le nombre. Pour ces raisons, les données concernant la réparti- tion et l'écoulement de l'eau souterraine (K, coefficient de perméabilité de DARCY; *f , potentiel hydrauli- que; surface piézométrique ,• M , porosité efficace) sont en général peu nombreuses, et l'interprétation des mesures peut être envisagée de manières diverses dans chaque cas particulier. Ainsi comme le fait remar- quer KlRALY ( 1969 d), la connaissance des nappes d'eau souterraines dans les calcaires du Jura est extrê- mement fragmentaire. La présente étude devrait donc contribuer à mettre en évidence les avantages et les lacunes du dispositif d'observation mis en oeuvre. 3. ETAPES DES RECHERCHES Dès 1946, les Services Industriels de la Ville du Locle se sont intéressés à l'utilisation du sous-sol karstique des vallées de La Brévine, des Verrières et des Ponts, comme bassins de compensation pour la production d'énergie hydraulique. L'appui de l'Office Fédéral de l'Economie hydraulique et du Département des Travaux Publics du canton de Neuchâtel a été sollicité, pour entreprendre une étude hydrogéologique de ces régions, destinée à examiner les possibilités de réalisation d'un tel projet sur la base du rapport STUCKY ( 1954). En 1958, les trois Services sus-mentionnés, auxquels se sont joints plus tard les Services Industriels de la Ville de la Chaux-de-Fonds, ont décidé d'entreprendre en commun ce travail, et dans ce but ont formé un Comité 2) d'étude, désigné par le nom de Comité de l'Areuse . Dans le présent travail, surface piézométrique est pris au sens de lieu géométrique des points pour lesquels ? = Z, où Z = altitude du point par rapport à un niveau de référence; dans le cas d'un aquifëre libre, il s'agit de la surface supérieure de la zone noyée. Le niveau piézométrique h désigne la gran- deur *f = Z en un point donné. 2) Groupe d'experts du Service Fédéral des Eaux, du Département des Travaux Publics du Canton de Neuchâtel, et des Services Industriels du Locle, 5 août 1958: "Rapport au sujet des mesures à prendre pour l'étude hydrologique de l'utilisation des eaux de la vallée de La Brévine et de celle de La Sagne et des Ponts". 16 Un dispositif d'observation a donc été installé dans le bassin de la source de l'Areuse dans le courant de l'année 1959; les mesures, dont la durée a été fixée à 10 ans, ont été interrompues à la fin du mois d'octobre 1969, date à laquelle le dispositif a été déplacé dans le bassin de la Noiraigue (vallée des Ponts ). La période d'observation a été divisée en deux étapes : 1. De 1959 à fin janvier 1964, étude de l'hydrologie de surface (météorologie, notamment précipitations; débit et température de la source)s un rapport sur cette première étape (RIVA, 1964) porte sur la période de janvier 1959 à mai 1963; 2. De février 1964 à fin octo- bre 1969, poursuite des observations précédentes, et étude de l'eau souterraine grâce à cinq forages profonds,- trois rapports intermédiaires ont été réalisés au cours de cette deuxième période (TRIPET, 1967, et 1970 a et b); le présent travail reproduit à quelques détails près le rapport final de l'étude (TRIPET, 1971); il a été élaboré dans le cadre du programme de recherche du Centre d'hydrogéologie de l'Université de Neuchâtel. 4. DONNEES A DISPOSITION 4.1. Données obtenues indépendamment des travaux du Comité de l'Areuse. Etudes géologiques. Le présent travail n'a pas comporté de campagnes d'observation géologique telles que lever de carte ou étude de la structure géologique sur le terrain. Seuls les documents déjà existants ont été utilisés (chapitre 2, paragraphe 4 ). Observations météorologiques. Des stations d'observation météorologiques sont en fonction depuis de nombreuses années au voisinage ou à l'intérieur du bassin: un pluviomètre et une station météorologique sont installés à La Brévine, dans les limi- tes du bassin, et appartiennent au réseau de l'Institut suisse de Météorologie (I.S.M.); une douzaine de plu- viomètres faisant partie des réseaux de 11I. S.M. ou de l'Electricité de France (E.D. F.) sont exploités à moins de douze kilomètres des limites du bassin. Etudes hydrogéologiques régionales. Une monographie hydrogéologique (BURGER, 1959) représente la synthèse des données concernant le bassin de l'Areuse au sens large, antérieurement aux travaux du Comité de l'Areuse. KIRALY ( 1969 a) a établi une carte hydrogéologique au 1: 50'000 du canton de Neuchâtel, sur la base des données géologiques existantes (chapitre 2, paragraphe 4). Le bassin de la source de l'Areuse a une limite commune avec le bassin du Doubs, étudié par DELAROZIERE (1968); la description des paramètres météorologiques faite par cet auteur com- prend la bordure septentrionale de la région étudiée par le Comité de l'Areuse. 17 4.2. Dispositif d'observation du Comité de l'Areuse Le dispositif d'observation installé pour répondre aux buts particuliers de l'étude en question, représenté à la fig. 1. - 2, est le suivant: Hydrologie de surface. Six pluviomètres, un pluviographe, deux stations météorologiques , un réseau de points d'observation de la couverture nivale (hauteur et densité), un limnigraphe à la source de l'Areuse, où la température et le chi- misme de l'eau ont été mesurés de façon régulière. Eaux souterraines. Cinq forages profonds (de 75 à 450 m) ont fonctionné comme piézomètres, équipés de limnigraphes; la tem- pérature et le chimisme de l'eau souterraine y ont été mesurés; des essais de pompage y ont été réalisés; à proximité de chaque station, la température et la teneur en eau du sol ont également été observés. 5. CADRE THEORIQUE DE L'ETUDE Le programme de recherche du Centre d'hydrogéologie est consacré particulièrement à l'hydrogéologie des roches fissurées et karstifiées du Jura. Un certain nombre de travaux détaillés concernant des régions rela- tivement restreintes ont été entrepris; il était nécessaire de définir d'une façon explicite les unités hy- drogéologiques que l'on peut distinguer à l'intérieur des régions en cours d'étude. Cette définition a été élaborée par KIRALY {1969 d), dans un travail qui constitue un cadre général facilitant la corrélation des travaux particuliers et permettant la planification des études à venir. Le présent travail suit les lignes directrices proposées par KIRALY, et la répartition et le mouvement de l'eau souterraine sont envisagés sous l'angle des unités hydrogéologiques telles que cet auteur les a définies (chapitre 4, paragraphe 1.1). Selon KIRALY (op. cit.), l'unité hydrogéologique est un volume de l'écorce terrestre où les valeurs des fac- teurs hydrologiques appartiennent à une même classe d'équivalence. Partiquement, il est impos- sible de déterminer le champ des facteurs hydrologiques (par exemple: le volume d'eau gravitaire par rapport au volume roche + eau, les composantes du vecteur vitesse d'écoulement, le chimisme ou la tempé- rature de l'eau, etc.) en tout point du volume considéré de l'écorce terrestre. C'est pourquoi l'hydrogéologie doit s'attacher à relier ces composantes à d'autres facteurs plus facilement determinates: géologiques, cli- matiques, morphologiques. On élargit ainsi la notion d'unité hydrogéologique en considérant que le champ des facteurs hydrologiques résulte de la transformation du champ des facteurs géologiques, climatiques et mor- phologiques. Dans le présent travail, l'examen de ce deuxième groupe de paramètres occupe une place impor- tante; on voit ainsi qu'il existe un certain nombre de grandeurs qu'il est relativement aisé d'observer en sur- face (en particulier les paramètres biologiques et météorologiques), mais qui ne jouent pas, actuellement, un rôle de premier ordre dans l'étude de la répartition et du mouvement de l'eau souterraine. Pour l'instant, les paramètres déterminants sont les facteurs géologiques, qui permettent d'extrapoler un nombre restreint de paramètres hydrologiques, observés directement dans les forages et à l'exutoire du bassin. Indiquées "stations climatologiques" dans les illustrations. 18 6. REMERCIEMENTS Le présent travail constitue la plus grande partie du rapport final de l'étude hydrogéologique entreprise et financée par les Services groupés au sein du Comité de l'Areuse; nous remercions les représentants de ces Services de nous avoir autorisé à utiliser ces données comme travail de thèse. Cette étude a été élaborée à l'Institut de Géologie de l'Université de Neuchâtel, dans le cadre du programme de recherche du Centre d'hydrogéologie (Directeur, Prof. A. BURGER). Le dispositif d'observation a été surveillé par les soins de représentants de l'Office fédéral de l'Economie hydraulique et des Services Industriels du Locle; la plupart des travaux de calcul et de dessin ont été réalisés aux Services Industriels de La Chaux-de-Fond s et du Locle, ou par des étudiants de l'Institut de Géologie. Plusieurs personnalités ou institutions nous ont fourni des données ou des renseignements, notamment l'Institut Suisse de Météorologie et le Centre Hydrométéorologique "Alpes" de l'Electricité de France. Nous sommes reconnaissant envers tous ceux qui ont ainsi contribué à la réalisation de ce travail. 19 Chapitre 2 SITUATION GEOGRAPHIQUE ET GEOLOGIQUE I. CARACTERES GEOGRAPHIQUES Le bassin alimentaire de la source de l'Areuse, dont les limites hydrogéologiques seront décrites au para- graphe 5, comprend la vallée de La Brévine et la partie orientale de la vallée des Verrières; l'une et l'autre sont formées par deux synclinaux qui se relaient. La surface du bassin, essentiellement calcaire, est soumi- se à une dégradation karstique bien caractérisée; l'hydrographie souterraine joue un rôle prépondérant; les limites de partage des eaux ne sont pas déterminées par le relief, mais par la structure géologique et par les caractères lithologiques du sous-sol. 2 La vallée de La Brévine constitute une dépression de 85 km et se place, par son étendue, au second rang des bassins fermés du Jura, après la vallée de Joux (BURGER, 1959, p. 41); cet auteur la qualifie de poljé syncli- nal. Son altitude est de 1050 m environ; elle est limitée vers le NW et vers le SE par deux chaînes anticlina- les qui culminent vers 1300 m: Grand-Taureau - Mont-Chateleu - Les Roussottes au NW, et Crêt-du-Cerve- let - Grand-Som-Martel au SE. La vallée des Verrières (ait. 930 m) est comprise entre deux chaînes anticlinales : l'axe Les Cornées - Les Fontenettes au Nord, et le Mont-des-Verrières au Sud (ait. 1240 m env.). Les caractères géomorphologiques de la région ont été décrits par BURGER ( 1959 ) et METZ ( 1966). Les dimensions du bassin tel qu'il est délimité au paragraphe 5 sont données au tableau 2. - 1. Tableau 2.-1. Principales caractéristiques géométriques du bassin Longueur 27 km Largeur maximum 7,5 km Superficie totale 128,65 km2 2) (Suisse: 127,01km2; France: 1,64 km2) Prairies et 2) pâturages 82,02 km2 (Suisse: 81,78km2; France: 0,24 km2) , ou 63,8 % Prairies et Dt pâturages 63,4 km2 ou 49,7 % Forêts 46,63 km2 2) (Suisse: 45,23 km ,- France: 1,40 km2) , ou 36,2 % Forêts 57,5 km2 1)( ou 45,1 % Tourbières 6,6 km2 Dt ou 5,2 % Altitude moyenne 1114 m1' Point le plus bas env. 793 m (Source de l'Areuse) Point le plus haut 1331 m (Grand-Som-Martel) 1^ D'après BURGER (1959) 2) D'après planimétrages de l'Office Fédéral de l'Economie Hydraulique sur carte nationale de la Suisse au 1 : 25'000, éditions 1957 et 1958. Valeur admise pour la superficie totale par RIVA (1964) et TRIPET (1967): 127,21km2. 20 Le relief du bassin est décrit par la ligne hypsométrique représentée à la fig. 2. - 1. On voit l'importance de la zone située entre 1040 et 1200 m; elle constitue le 79 % de la surface totale du bassin, et comprend la vallée de La Brévine et les versants des chaînes anticlinales au relief relativement adouci. AHttude(m) UOO 1300 1200 1100 1000 900 T I I I I I I I I I 1 0 20 40 60 BO 100V. Fig. 2.-1 Ligne hypsométrique du bassin. 2. SPELEOLOGIE Les cavités naturelles de la région étudiée sont relativement nombreuses, mais peu développées; le nombre de celles qui sont cataloguées dans le fichier de la Société suisse de Spéléologie se monte à une trentaine (AUDETAT1 1961-1963, p. 216-218, 251-254, 261-263); elles figurent sur la carte spéléologique du canton de Neuchâtel, au 1 ; 50'000 (AUDETAT, 1968). 11 s'agit surtout de cavités verticales, dolines ou gouffres, développées dans les calcaires jurassiques supérieurs des anticlinaux,- leur profondeur n'excède pas quel- ques dizaines de mètres; la plus profonde est la Baume Barrée, - 52 m (coord. 529,050/198,275, alt. I160 m). Les grottes à développement horizontal sont rares,- les plus importantes sont celle de Chez-le-Brandt (coord. 526,400/198,975, alt. 1165 m; développement 260 m) et celle des Grands-Bochats (coord. 544,600/ 206,625, alt. 1136 m; développement 70 m). Dans la vallée de La Brévine, quelques pertes sont alimentées par des zones de drainage superficiel locales; les plus importantes sont: ; 21 Nom Coord. Alt. Perte du Gigot 540,275/207,150 1080 m Perte du Grand-Cachot, ou de La Renouillère 542,160/206,370 1054 m Perte du Petit-Cachot, ou du Moulinet 540,650/205,700 1040 m Emposieu de La Brévine 536,575/203,420 1040 m Emposieu des Taillères, ou du Moulin-du-Lac 1I 534,350/202,050 1039 m A la demande des Services Industriels du Locle, une reconnaissance spéléologique a été entreprise en 1957 par le Spéléo-Club des Montagnes Neuchâteloises; elle a été étendue à la plus grande partie de la vallée de La Brévine (GIGON, I957)t le but en était d'examiner les possibilités d'accéder par des voies naturelles jusqu'à la surface supérieure de la zone noyée. Aucune des cavités reconnues ne descend à une profondeur suffisante, la plupart étant obstruées par des cailloutis ou de la terre végétale. Deux pertes pourraient ce- pendant présenter un intérêt, à condition d'y entreprendre des travaux de désobstruction: celles du Grand et du Petit-Cachot. La possibilité de recueillir par cette voie des observations directes concernant l'eau souter- raine a été momentanément laissée de côté; à notre avis, elle ne doit pas être abandonnée définitivement; elle pourrait en effet entrer en considération dans le cadre d'une étude de détail. 3. LES PARAMETRES BIOLOGIQUES 3.1. Couverture végétale. 3.1.1. Caractères généraux. La surface du bassin est occupée par des prairies et des pâturages, alternant avec des étendues forestières. De nombreuses forêts furent ou sont encore parcourues par le bétail; il en est résulté une altération du milieu naturel et une partie des surfaces forestières ont été transformées en pâturages boisés (RICHARD, 1964). La carte phytogéographique de SPINNER (1932) attribue à de tels pâturages plus de 50 % de la surface des zones forestières; cependant, la situation a maintenant évolué; on cherche à mettre en valeur la vocation na- turelle des terrains, et d'importantes surfaces relevées par SPINNER (op. cit.) comme pâturages boisés ont actuellement un caractère typiquement forestier (RICHARD, comm. personnelle). La répartition des prairies et pâturages et des zones forestières est donnée au tableau 2.- I. Les différences entre les valeurs données par BURGER et les planimétrages de l'Office Fédéral de l'Economie Hydraulique proviennent surtout des documents utilisés pour la mesure des surfaces; dans le second cas, les "forêts clairsemées" ( selon les signes conventionnels de la Carte nationale suisse) et les tourbières non boisées ont été comptées avec les prairies et pâturages. Exutoire du Lac des Taillères, aménagé artificiellement et équipé d'une vanne» voir chapitre 3, paragraphe 2.2. 22 MOOR ( 1963) a montré comment les groupements végétaux peuvent servir d'indicateurs du milieu, en parti- culier des conditions géologiques. Dans la région étudiée, les sols correspondant à des roches tendres ou se débitant facilement sont relativement fertiles et de vocation agricole ou sylvo-pastorale; ils sont localisés sur la couverture quaternaire et sur les affleurements marneux ou de calcaires à marno-calcaires finement stratifiés, d'âge jurassique, crétacé ou tertiaire. Les tourbières se développent sur les argiles quaternaires. Les forêts et les pâturages boisés occupent les régions où les calcaires résistants du Jurassique (surtout kimméridgiens) sont recouverts d'une couche de terre végétale mince et caillouteuse. Cette répartition a été décrite par BURGER ( 1959, p. 23) et par RICHARD ( 1965, p. 27) qui illustre notamment l'influence de la géologie sur la végétation par un profil à travers la vallée de La Brévine (op. cit., p. 27, fig. 5). 3.1.2. Phytosociologie des zones forestières. Une carte phytosociologique des forêts du canton de Neuchâtel a été levée et dessinée par RICHARD ( 1964). L'examen de cette carte inédite, dont des extraits ont été publiés et commentés (RICHARD, 1965), permet de définir d'une façon simple la nature de la végétation forestière du bassin étudié, et met en évidence des relations très étroites entre les groupements végétaux et les caractères du sol et des terrains sous- jacents. La nature des forêts de la région considérée est celle de la plupart des forêts jurassiennes. L'association la plus largement répandue est la Hêtraie à Sapin (Abieti-Fagetum,- en allemand, Tannen-Buchenwald); cepen- dant l'épicéa domine souvent les autres espèces, pour deux raison: le passage du bétail a été nuisible aux feuillus et au sapin, et le traitement sylvicole a généralement favorisé l'épicéa. Parmi les surfaces occupées par l'Abieti-Fagetum, on distingue des enclaves constituées par la Pessière à Asplénium {Asplenio-Piceetum; Streifenfarn-Fichtenwald, ou Block-Fichtenwald); plus fréquemment, l'Asplenio-Piceetum n'est pas seul, mais forme un complexe avec le Fagion '. Dans la partie occidentale du bassin, entre Petit-Brandt et les Bois-de- Vaux, la présence de la Sapinière à Prêle (Equiseto-Abietetum; Schachtelhalm-Tannenwald) et de la Pessière à Sphaignes (Sphagno-Piceetum; Torfmoos-Fichtenwald) mérite d'être signalée, puisque c'est l'un des seuls endroits du Jura neuchâtelois où ces stations n'aient pas été défrichées. Les caractères phytosociologique s et écologiques de L'Asplenio-Piceetum, de l'Equiseto-Abietetum et du Sphagno-Piceetum ont été décrits par RICHARD (1961). La Hêtraie à Sapin se développe sur des sols calci - morphes, à pH voisin de la neutralité, plus ou moins riches en "terre minérale", tandis que la Pessière â Asplénium, acidophile, est strictement localisée sur les lapiaz fissurés recouverts d'humus brut et de mous- se. La végétation moussue et l'humus brut de l'Asplenio-Piceetum, en emmagasinant une partie des eaux d'infiltration, joue un rôle de "tampon" (RICHARD, 1964); cette couverture végétale, qui constitue une pro- tection apparemment modeste à la surface des lapiaz fissurés, est en fait relativement efficace vis-à-vis de l'infiltration, et crée des conditions sensiblement différentes de celles qui régnent sur des calcaires nus. Le complexe de la Pessière à Asplénium et du Fagion se développe sur des surfaces formées d'une mosaïque de blocs moussus et de sols proprement dits. La Sapinière à Prêle et la Pessière à Sphaignes sont localisées sur des sols argileux, gorgés d'eauj entre Petit-Brandt et les Bois-de-Vaux, elles correspondent à l'affleurement de niveaux marneux séquaniens, alors que plus au Nord, dans la région de La Cornée, à l'extérieur des limi- tes du bassin, elles se développent sur les marnes argoviennes. Le Fagion est une alliance où dominent le hêtre, le sapin et l'érable. 23 3.1.3. Conclusions au paragraphe 3.1. La nature de la couverture végétale est l'un des facteurs du cycle hydrologique. Pour Ie bassin de la source de l'Areuse, les associations forestières doivent jouer un rôle important, puisque les zones boisées occupent plus du 1/3 de la surface considérée, et qu'elles sont localisées essentiellement sur sous-sol calcaire, où les propriétés lithologiques de la roche sont les plus favorables à l'infiltration de l'eau. A notre connaissance, les relations entre la couverture végétale et le bilan des eaux n'ont pas été étudiées d'une manière quantitati- ve dans le Jura; dans le bassin considéré, les seules observations concernant ce domaine sont des mesures de la hauteur de neige respectivement en forêt et en terrain découvert (chapitre 3, paragraphe 1.2.3); l'étude de ces relations ne peut donc pas être abordée ici. Cependant les facteurs végétaux, géologiques et climatiques étant relativement bien connus à l'échelle du bassin, une investigation détaillée d'hydrologie forestière en serait facilitée, si elle apparaissait opportune. 3.2. Phases phénologiques. Le bilan hydrologique peut être calculé pour des périodes annuelles, ou pour des intervalles plus courts, sai- sonniers par exemple. Le choix des limites de ces périodes en fonction des dates du calendrier est peu judi- cieux; il est préférable de les fixer en fonction des variations naturelles des différents facteurs du cycle hy- drologique, en particulier des facteurs météorologiques et végétaux, qui régissent le processus de l'évapo- transpiration. Divers auteurs ont montré qu'il existait une relation entre les facteurs météorologiques et la succession dans le temps de certains phénomènes apparents dans la flore et la faune d'une région. SANDOZ ( 1949) a mis en évidence une relation entre la température de l'air et les phases phénologiques suivantes: arrivée des premières hirondelles, premier chant du coucou, maturité de la vigne; il montre ensuite que la température est elle-même fonction d'autres variables, principalement l'insolation et le régime des vents. PRIMAULT ( 1953) étudie la relation entre la température et les précipitations, et le cycle végétatif des arbres; dans un autre travail (PRIMAULT, 1957), il examine l'influence de la température, des précipitations et de la durée d'insolation sur quelques phases végétatives (développement de plantes herbacées et de plantes arbustives et arborescentes) apparaissant au printemps; en tenant compte de l'influence de l'altitude et de la configuration orographique locale, il construit ensuite des cartes d'isoplèthes représentant la répartition géographique de la date d'apparition des phénomènes considérés. La cartographie des situations phénologiques, qui se base sur l'état de développement de toute la couverture végétale dans un endroit climatiquement homogène et pour un jour déterminé, a été utilisée dans le canton de Vaud pour définir les conditions thermoclimatiques appliquées à l'agriculture {SCHREIBER, 1968; HÄBERLI, 1968). L'utilisation des phases phénologiques pour découper l'année en périodes en vue d'évaluer les termes du bilan hydrologique présente donc un double intérêt, puisque l'état de développement des végétaux, qui influence di- rectement l'évapotranspiration, est lui-même fonction des principaux facteurs météorologiques (température, précipitations, rayonnement solaire, etc.). Depuis 1951. l'Institut suisse de Météorologie a établi un réseau d'observations phénologiques couvrant tout le territoire national (PRIMAULT, 1964); une partie de ces données est publiée dans les Annales de l'Institut suisse de Météorologie. A la fig. 2. - 2, les dates d'apparition d'un certain nombre de phases phénologiques ont été reportées, ainsi que quelques paramètres climatiques; ces données, communiquées par 1 'I.S.M. sont les suivantes : 24 GG+B MS 1969 a L PM Na Ti ¦T to 1( 9a ¦ a a ¦10 aj - 2 Tb 28a Ba , 25 IT GG.B MS 1966 a L PM Tl NB ¦ T 1Oi IC a 10 a a 9 ¦ a ì g 28a 2Si 26b a 2! i 25 ta Ta ¦ N GG.B MS 1967 A L PM .Ui, N 1 T 10 10 a a ¦ BBS 9 26 2Sl ¦*2 ¦ Î T BT i I NB GG.B MS 1966 a L PM ¦ N i N 1( aT ¦ T 10 a IB9 ¦9 as 2¾ 29b ¦15 mr a2( '¦ ¦ N aN GG. B MS 1965 A L PM NB Ba i2B BM GG.8 M S 1960 A L PM N 10 T Ta 101 ag 9 ¦9 25b ¦ 2! ¦ 28 aT aT 25a 28 I N GO.B M S 1959 a L PM NB Ti i aaiD B9 as !Ba 25 ¦ 2 i28a 5 ti NM T 10 20 30 10 20 30 10 20 30 10 20 30 10 20 30 IO 20 30 10 20 30 10 20 30 10 20 30 10 20 30 Mars Avril Mai Juin Juillet Août Septemb Octobre Novembre Décembre Fig. 2.-2 Détermination des saisons par les phases phénologiques et ies paramètres climatiques. Légende: Stations d'observation : PM = Les Ponts-de-Martel; L = Le Locle; A = L'Auberson; GG = Le Grand-Gardot; B = La Brévine; MS = Mont-Soleil. Phases phénologiques : 9 = pleine floraison de la Dent-de-Lion; 10 = déploiement des feuilles du Hêtre; 25 = fruits mûrs du maronnier; 28 = coloration des feuilles du Hêtre. Paramètres climatiques : T = début et fin de la période de végétation d'après la définition de B. PRIMAULT; N = début et fin de la couverture de neige. 1. Phases phénologiques. - Phase 9 - Phase 10 - Phase 25 - Phase 28 Pleine floraison de la Dent-de-lion. Déploiement des feuilles du Hêtre. Fruits mûrs du Maronnier. Coloration des feuilles du Hêtre. Postes d'observation; Les Ponts-de-Martel, Le Locle, L'Auberson. 25 2. Paramètres climatiques. - Début et fin de la période de végétation, d'après la définition de B. PRIMAULT (communica- tion personnelle): Début de la période: le dernier jour d'une suite de 7 jours consécutifs de température moyenne > 5 C. Fin de la période: le dernier jour d'une suite de 5 jours consécutifs de température moyenne < 5 C; ou le dernier jour d'une suite de 3 jours consécutifs pour lesquels un mini- mum de température < 0 C a été observé; ou le premier jour pour lequel un minimum ^ - 2 C a été observé. Stations météorologiques considérées: Le Grand-Gardot et le Mont-Soleil2'. - Début et fin de la couverture de neige (à condition qu'elle ait persisté pendant plus de 21 jours consécutifs ). Stations météorologiques considérées : La Brévine et le Mont-Soleil. L'examen de la fig. 2.-2 permet les conclusions suivantes : 1. Les phases phénologiques correspondant au début de l'été (phases 9 et 10) et observées aux trois postes sont relativement bien groupées, pour une année donnée,- pour la fin de l'été (phases 25 et 28), on note une certaine dispersion. 2. Le début et la fin de la période de végétation selon PRIMAULT déterminés d'une part d'après les données du Grand-Gardot, d'autre part d'après celles du Mont-Soleil, sont en bonne coïncidence. Par contre, ces da- tes ne correspondent pas toujours à celles des phases phénologiques considérées; s'il existe une relation en- tre les limites de la période de végétation selon PRIMAULT et les phases phénologiques observées, elle doit mettre en cause une troisième variable (par exemple: les températures cumulées; PRIMAULT, 1957, 1968). 3. Selon les conseils de B. PRIMAULT, nous pouvons définir les saisons de la manière suivante: L'été est déterminé d'après le cycle végétatif du Hêtre; le poste de référence est celui des Ponts-de-Martel; Début de l'été: indiqué par la phase 10. Fin de l'été: indiqué par la phase 28. L'hiver est caractérisé par la présence de la couverture de neige; la station météorologique considérée est celle de La Brévine (ou, lorsque les observations font défaut, celle du Mont-Soleil). Les limites du printemps et de l'automne se déduisent des définitions ci-dessus. 4. On voit que les limites des saisons ainsi déterminées varient d'une année à l'autre. En hydrologie, il est cependant utile de considérer des périodes de durée fixe, afin de pouvoir faire des comparaisons interannuel- les. D'autre part, la durée du printemps et de l'automne telle que nous venons de la définir est de 1 à 2 mois» le calcul du bilan hydrologique pour des périodes aussi courtes est déconseillé (MARGAT, 1969). Station du Comité de l'Areuse. Pour la période 1959-1966, températures extrapolées à partir des observa tions de la station de La Chaux-de-Fonds (I.S.M.). La station du Mont-Soleil est relativement éloignée du bassin étudié; cependant, sa situation est analogue à celle du poste d'observation phénologique des Ponts-de-Martel. 26 Aussi, d'après la fig. 2. - 2, nous définissons une période de végétation, ou période chaude, du 1er mai au 31 octobre, et une période sans végétation, ou période froide, du 1er novembre au 30 avril. Ainsi la date d'appa- rition des phases phénologiques 10 et 28 est presque toujours comprise dans la période chaude, et le début et la fin de la couverture de neige ont lieu presque sans exception au cours de la période froide. La date du 1er novembre sera également considérée comme le début de l'année hydrologique,- cette définition est en accord avec celle adoptée par DELAROZIERE {1968, p. 24) pour le bassin du Doubs. 4. CARACTERES GEOLOGIQUES 4.1. Levers géologiques existants. La région étudiée figure sur la carte géologique de la Suisse au 1: 200'000, feuille 1 (BUXTORF et CHRIST, 1944); elle est couverte presque entièrement par les levers géologiques énumérés au tableau 2,- 2. Tableau 2.-2. Cartes géologiques de la zone étudiée Auteur, année Région étudiée Echelle MUHLETHALER {1930; 1931) La Chaux - Les Verrières 1 : 25'000 RICKENBACH (1925) La Brévine - Saint-Sulpice 1 : 25'000 LLOYD (1958 a) Le Locle - Les Ponts-de-Martel 1 : 5'Û00 LLOYD (1958 b) Le Locle - Les Ponts-de-Martel 1 : 25'000 LLOYD (1964) Som-Martel 1 : U'500 ROLLIER et FAVRE (1910) Le Locle - La Chaux-de-Fonds 1 : 25'000 FAVRE (1911) Le Locle - La Chaux-de-Fonds 1 : 25'000 BUREAU DE RECHERCHES GEOLOGIQUES ET MINIERES (1968) Morteau 1 : 50'000 (Pour les références complètes, voir liste bibliographique.) Sur la base de ces données, KIRALY ( 1969 a et b) a établi une carte hydrogéologique du Canton de Neuchâtel â l'échelle 1: 50'000, ainsi qu'une carte structurale du toit des marnes argoviennes. Une carte géologique schématique de la région étudiée, ainsi que des profils, sont donnés aux fig. 2. - 3 et 2. - 4; ils ont été établis par J. MEIA à l'aide des travaux cités au tableau 2. - 2. 27 BASSIN DE LA SOURCE DE L'AREUSE Esquisse géologique Argovien limite du bassin +++++ frontière d'Etal • ° emposieux .,_,_,. accident tectonique E3 Oogger-Lias _^ isohypse Arg.-Séq. A Areuse F Fleurier P Les Ponts de Martel Ò Station climatotogique ® Sondage profond (piézomètre) B La Brévine L Le Lode T Travers O Pluviomètre O Limnigraphe \2 Profit géologique • Pluviographe uj Evaporimètre C Couvet M Môtiers V Les Verrières Fig. 2.-3 Esquisse géologique. 4. 2. Li chologie . Une description des terrains constitutifs du bassin a été donnée par BURGER {1959). La série stratigraphi- que présente, dans la région, les éléments suivants : QUATERNAIRE Dépôts principalement morainiques, également alluviaux. TERTIAIRE Dans le synclinal des Verrières : molasse marine (Helvétien et Burdigalien supérieur! poudingues, grès, marnes), et molasse d'eau douce supérieure (Tortonien,- calcaires marneux et marnes ). Dans le synclinal de La Brévine, le noyau tertiaire est mal connu. CRETACE E1' = 150 à 200 m Barrémien; - supérieur: calcaires à faciès urgonien; - inférieur: calcaires oolithiques, marno-calcaire s à la base. D E = épaisseur approximative. 28 S S s ± m ? W Z u, u, z - o 5 2 S s I < = O ^ 3 9 LU CS ti U 3 "o O 0>J en tu 29 Hauter ivien i - supérieur: calcaires, E = 5Om1* - inférieur: marnes, E = 20m. Valanginien; calcaires, E = 50 m. MALM Purbeckien; marno-calcaires, couches saumâtres et lacustres; E = 20 m. Portlandien, Kim mér idgien , Séquanien; série calcaire, E = 320 à 350 m,- le Séquanien inférieur (E = 30 m) est marno-calcaire. Argovien; complexe marneux et marno-calcaire; E = 150 à 200 m. DOGGER Callovien, Bathonien, Bajocien; série calcaire, intercalée de formations marneuses; E = 200 m; n'affleure pas dans le périmètre du bassin. En résumé, on distingue dans les terrains constitutifs du bassin deux types d'unités lithologiques : les cal- caires et les marnes. Les principales unités calcaires sont l'ensemble Séquanien - Kimméridgien -Portlandien (E = 320 à 350 m), le Valanginien (E = 50 m) et l'Hauterivien supérieur {E = 50 m). BURGER (1959, p.51) donne les valeurs suivantes pour la répartition des affleurements des terrains jurassiques, crétacés et terti- aires dans le périmètre du bassin de la source de l'Areuse: Crétacé + Tertiaire 15,7 % de la surface totale Séquanien à Portlandien 83,4 % Argovien 0,9 % On remarque la prédominance des surfaces calcaires d'âge jurassique supérieur, qui sont fcarstifiées et ab- sorbent les précipitations ou les eaux de fonte de neige par infiltration diffuse. 4.3. Structure. D'après les données existantes citées au paragraphe 4.1, KIRALY ( 1969 b) a établi une carte structurale du toit des marnes argoviennes, pour Ie Canton de Neuchâtel. Une partie de ce document a été reproduite à la fig. 2. - 6. Cette carte permet de distinguer les plis principaux suivants, du NW au SE (fig. 2. - 3) : Anticlinal du Larmont - Pouillerel; Synclinal de La Brévine, qui se relève à ses deux extrémités; Anticlinaux du Cernii et du Bois de l'Halle; Synclinal des Verrières, qui se relève à son extrémité NE; Anticlinal de Trémalmont. 30 4.4. Forages profonds. Cinq forages profonds ont été réalisés dans le bassin en question, dans le but principal d'observer les fluc- tuations de la surface supérieure de la zone noyée des calcaires du Malm. La situation de ces ouvrages est donnée au tableau 2.-3 et à la fig. I. - 2. Tableau 2.-3. Liste des forages profonds No d'ordre Lieudit Coordonnées Altitude Profondeur 1.1. La Brévine 536,800/203,400 env. 1047 m 450,12 m 1.2. Le Cachot 541,900/206,350 env. 1050 m 200,06 m 1.3. La Clé-d'Or 544,800/208,200 env. 1070 m 450,11 m 1.4. Le Brouillet 530,700/200,900 env. 1042 m 76,6 m 1.5. Les Verrières 527,700/195,400 env, 927 m 216,0 m Les fig. 2.-5.1 à 2. - 5.5, dessinées d'après le rapport géologique de la campagne de forages (DE BOSSET, 1965), résument les paramètres géologiques observées lors des travaux. A quelques détails près, la carte de JGRALY ( 1969 b) ne montre pas de contradiction avec ces forages, qui n'ont pas apporté d'éléments nouveaux au point de vue stratigraphique ou structural. Par contre, deux forages réalisés en 1969 aux Cotards-Dessous (coord. 535, 310/202,120, ait. 1085 m) et au Bout-du-Lac (coord. 535,310/202,600, alt. 1048 m), à l'Est du Lac des Taillères, ont donné quelques indications sur la partie nord de la zone du Bois de l'Halle, où une dépression axiale affecte la chaîneanticlinale. Il apparaît que le flanc nord de l'anticlinal du Cernii chevauche, dans cette région, le synclinal de La Brévine, dont le noyau crétacé s'enfonce plus profondément que ne l'indique RICKENBACH (1925), et davantage vers le SE; aux Cotards- Dessous, le forage a atteint les dépôts crétacés sous 150 m environ de calcaires du MaIm; le rapport géologi- que concernant ces deux ouvrages est encore en cours d'élaboration (Centre d'hydrogéologie, Neuchâtel). 31 N0II LA BREVtNE PROFONDEUR (m) PROFIL PENDAGES FORMATIONS LITHOLOGIE PERMEABILITE, K ( 10"6 m/s) O 5.0 ¦EMEUS'«? .57.8 .110.0. .136.0. 17» ft .260.0 .450.12 QUATERNAIRE 75* PURBECKIEN MARNES HETEROGENES 45»- 60* PORTLANDtEN 90' 34'-6S' CALCAIRES MASSIFS DIVERS 20*-30* 40'-60' KIMMERIDGIEN 18*-34* Fig. 2. - 5.1 Profil stratigraphique résumé et résultats des essais d'injection d'eau. Forage de La Brévine. 32 N0 12 LE CACHOT PROFONDEUR (m) PROFIL PENDAGES FORMATIONS LITHOLOGIE PERMEABILITE, K ClO*6 m/s) O 7.6 28.3 .SM-... .100.0, .15.0.0_________ _ .„ 200.1 12 3 4 5 QUATERNAIRE MARNES BEIGE! DIVERSES 20*-30' PURBECKIEN MARNES HETEROGENES 20a-30* 20"- 30« 20"- 30» PORTLANDIEN CALCAI RES MASSIFS DIVERS KIMMERIDGIEh Fig. 2. -5.2 Profil stratigraphique résumé et résultats des essais d'injection d'eau. Forage du Cachot. 33 N0 J.3 LA CLEF D'OR PROFONDEUR (m) PROFIL PENDAGES FORMATIONS LITHOLOGIE PERMEABILITE, K < 10"6 m/«' t 5 JPPLQ- .MftP. JMA .4D(LD. ,Fig. 2. - 5.3 Profil stratigraphique résumé et résultats des essais d'injection d'eau. Forage de la Clef d'Or. 34 N8U LE BROUILLET PROFONDEUR Im) PROFIL PENDAGES FORMATIONS ABSORPTION LITHOLOGIE D'EAU EN1UMITE: LUGEON» 0 O 20 O) 60 80 If* = QUATERNAIRE MARNES BEIGES DIVERSES 76.6 I I 10'-20' 10»-IS' 10*-20e PORTUNOIEN PORTLANOIEN fr I1T T^ MASSIFS i i y i i Fig. 2.-5.4 Profil stratigraphique résumé et résultats des essais d'injection d'eau. Forage du Brouillet. 35 N9 1. S LES VERRIERES PROFONDEUR (m) PENDACES FORMAtIONS LITHOLOGIE ABSORPTION TOTALE (l/min.) PROFONDEUR DU NIVEAU D'eAI 1Î.S 3M SO. I 207,7 - Z1 6.0 O n 100 ZOP 30D tOO SOO 20 tg 60 80 IQP MOUSSE VERTE HAUT ERIVIEN SUPERIEUR PIERRE JAUNE. HAUT ERI V IE N INFERIEUR KARNES BLEUE5, valancinien CALCAIRES PURBECKIEN MARNES DIVERSES ET ANHYDRITE PORTLANOI EN SUPERIEUR CALCAIRES S Fig. 2.- 5.5 Profil stratigraphique résumé et résultats des essais d'injection d'eau. Forage des Verrières. 5. LIMITES DU BASSIN Les limites admises pour le bassin sont celles déterminées par BURGER {1959, p. 19); seules, quelques mo- difications de détail y ont été apportées, sur la base de la carte structurale de KIRALY ( 1969 b). L'étude des limites du bassin implique les hypothèses suivantes : H 2.-1. Les calcaires sont relativement perméables, et les marnes relativement imperméables,- en par- ticulier, la perméabilité des marnes argoviennes est admise comme nulle. H 2. - 2. La perméabilité des calcaires est homogène et isotrope. 36 Ces hypothèses permettent de définir qualitativement des unités hydrogéologiques, désignées par UHG3 (KIRALY, 1969 d) , et dont l'extension correspond à celle des unités lithologiques: les formations calcaires perméables et les formations marneuses peu perméables. Elles permettent également de déterminer les li- mites du bassin-versant de la source considérée, représentées par l'intersection de la surface imperméable comprenant la zone d'exutoire et de la surface topographique. Cette intersection est de deux types : 1. Le toit des marnes argovìennes affleure; les limites correspondent à la ligne de contact Argovien-Séqua- nien. Lorsque l'Argovien constitue une surface d'affleurement inclinée vers le centre du bassin, la limite passe par la culmination topographique de cette formation. 2. Le toit des marnes argoviennes n'affleure pas; on admet qu'une surface "imperméable" (c'est-à-dire: qui n'est traversée par aucune ligne d'écoulement) à génératrice verticale passe par la crête des anticli- 21 naux '; son intersection avec la surface topographique détermine la limite du bassin. Transversalement aux plis, la position de la surface "imperméable" est fixée par.la culmination axiale, et par des critères subjec- tifs concernant les gradients hydrauliques probables de part et d'autre de la limite. Si l'on applique strictement les critères exposés ci-dessus, le bassin-versant de la source de l'Areuse se li- mite au synclinal des Verrières; si l'on ne dispose d'aucun renseignement sur la surface supérieure de la zo- ne noyée, le synclinal de La Brévine reste sans exutoire défini. Or, des expériences de coloration ont montré qu'il existe une relation entre les eaux souterraines de la vallée de La Brévine et la source de l'Areuse (JACCARD, 1886; SCHARDT, 1904). RICKENBACH ( 1925, p. 69) suppose que l'eau déborde par-dessus l'un ou l'autre des ensellements que présente le toit des marnes argoviennes dans la région du Bois de l'Halle et aux environs des Bayardsj cette hypothèse sera commentée au chapitre 4, paragraphe 1.3.2. Les limites du bassin de la source de l'Areuse, et celles des deux bassins partiels qui le composent: syncli- naux de La Brévine et des Verrières, sont indiqués à la fig. 2, - 6. De même que l'on fait l'hypothèse H 2.- I, on peut poser: H 2.-3. La porosité efficace des calcaires est relativement grande, celle des marnes relativement faible. H 2. - 4. La porosité efficace des calcaires est homogène. 3) Il est ainsi possible de définir qualitativement un second type d'unités hydrogéologiques, les UHG_ , dont l'extension correspond également aux unités lithologiques : les formations calcaires à "grande" porosité efficace, et les formations marneuses à faible porosité efficace. Cette notion est importante dans l'étude des réserves en eau d'un bassin, puisque celles-ci sont situées dans les formations calcaires, au-dessous de la surface supérieure de la zone noyée; en particulier, la réserve géologique (réserve constante absolue de MARGAT, 1965) est comprise dans un volume correspondant â l'extension des calcaires, et limité vers le haut par un plan horizontal passant par l'exutoire (KIRALY, 1969 d). ' UHG3 = classe d'équivalence dans le champ des perméabilités K (KIRALY, op. cit.). Les différents types d'unités hydrogéologiques définis par KIRALY sont énumérés au chapitre 4, paragraphe 1.1. 2) Crête considérée au niveau du toit des marnes argoviennes. 3) ' UHG2 = classe d'équivalence dans le champ des porosités efficaces Me (KIRALY, 1969 d). Tl T- > Z O J0- X iS m E. Z W < re et ERS g m m fD. S 3 fth £ r-O — rsi — co 3 o i > X X > O m o > z (J) -n r > z D X m Z < m x co m o > X 73 > O m © o m > o C -n m 73 m M m M o m -« 73 m en M o O 7 TJ m m o N > m T) en -i > < < m N O Z m o -< m m z ? Ul CO m > > en n eu r- 73 m m * S - 3J O Z — 33 m m 3J m Z Z en 1 ° T- T- m m CD O o o C= X F S m o c O m m m o m z o m I I Ì lilla I I I I Ì J O r~ *-^ m — -H o O O 73 Z •H O m O O T o m m 3> 2 -n rt "H > rn T- 33 Z. m O -H C O 33 < m m 2 m Z Z H IMP O m C X 21 Z m C > X CD m > < m o m z m o m t/> CD > en en z en 2 Xl m r- en CD 73 m J71 < m TJ 73 m 73 m en en o i < T) in m o m en cz 73 5 O m en -i 73 C O H C X > P" m o C 2 c -I X S S m > o 3 £ ¦n m x m m o c CD > en en o m X) m Z ¦< T) O -1 X m O c m 37 Chapitre 3 HYDROLOGIE DE SURFACE 1. LES FACTEURS METEOROLOGIQUES 1.1. Précipitations. 1.1.1. Le réseau d'observation. Pendant la période d'observation, sept pluviomètres étaient répartis dans le périmètre du bassin,- six d'entre eux avaient été spécialement installés pour l'étude en question, le septième, à La Brévine, appartenant au ré- seau de 11I. S.M. D'autre part, une douzaine de pluviomètres faisant partie des réseaux de 1 'I. S.M. ou de 1 'E.D.F. sont exploités à moins de douze kilomètres des limites du bassin. La situation de ces stations est donnée aux tableaux 3. - 1.1 et 3. - 1.2 et à la fig. 1.-2. Les pluviomètres disposés sur territoire suisse sont du type HELLMANN normalisé (surface de réception: 200 cm ); les précipitations journalières sont mesurées le matin, en principe à 7 h 30, et sont rapportées au jour précé- dent. 1.1.2. Hauteurs de précipitations annuelles et module pluviométrique annuel pour chaque station. Les hauteurs de précipitations annuelles et le module pluviométrique annuel pour chaque station sont repré- sentés aux tableaux 3. - 2.1 et 3. - 2.2 Ces valeurs sont tirées des annuaires pluviométrique s de la Suisse {Ergebnisse der täglichen Niederschlagsmessungen, édités par l'INSTITUT SUISSE DE METEOROLOGIE). Le Centre hydrométéorologique "Alpes" de l'E.D.F. nous a transmis les tableaux de précipitations journa- lières pour ses stations. Rappelons que l'année hydrologique débute le 1er novembre (chapitre 2, paragra- phe 3.2.). Les hauteurs de précipitations d'un certain nombre d'années pour Le Combasson, La Place-Jeannin et La Chaux-du-Milieu, ont été interpolées d'après les stations voisines, afin de constituer un ensemble de données homogènes susceptibles d'être comparées entre elles. En effet, ces pluviomètres n'ont été obser- vés que pendant une partie de la durée de l'étude (voir tableau 3. - 1.1). Les données qu'ils fournissent sont d'ailleurs importantes, puisque c'est au Combasson que l'on a enregistré chaque année la plus forte pluvio- sité, alors que La Chaux-du-Milieu appartient à la région la mois arrosée du bassin. Les valeurs interpolées sont données par les droites de régression de y par x figurant au tableau 3. - 3, où y = hauteur de précipitations annuelle pour la station considérée (en mm) et x = moyenne arithmétique des hauteurs de précipitations des autres stations dans le périmètre du bassin. ) Dans le présent travail, les droites de régression et les coefficients de corrélation linéaires sont calcu- lés au moyen d'une calculatrice OLIVETTI Programma 101, avec le programme No 201, p. 101 - 106, donné dans le manuel OLIVETTI (Statistische Programm Sammlung). 38 Tableau 3.-1.1. Liste des stations pluviométriques dans le périmètre du bassin. Lieu Coordonnées Altitude Remarques Le Combasson 526,300/197,400 1170 m En fonction dès le 13 octobre 1964. Les Verrières ' 527,430/195,430 932 m La Place Jeannin 531,620/198,920 1170 m Déplacée du Cernii à La Place Jeannin le 12 juillet I960; supprimée le 30 septembre 1968. Les Fontenettes-Dessus 533,300/199,980 1240 m A remplacé la station de La Place Jeannin à partir du 1er octobre 1968. Le Bois de l'Halle 536,350/200,520 1105 m Changement d'observateur le 1er avril 1960. La Chaux-du-Millieu ^ 544,030/207,290 1074 m environ Supprimée le 30 septembre 1964. La Clé-d'Or 545,010/207,680 1070 m environ En fonction dès le 27 mai 1966, en remplacement de la station de La Chaux-du-Milieu. Le Grand-Gardot ' 539,950/207,010 1091 m Déplacée du Gigot au Grand-Gardot en octobre 1964. La Brévine 536,740/203,560 1042 m Changement d'observateur en octobre 1964 Stations météorologiques 39 Tableau 3.-1.2. Liste des stations pluviométriques des régions limitrophes du bassin. Lieu Coordonnées Altitude Service responsable Remarques concernant la période 1959-69 Le Chasseron 531,220/189,200 1601 m I.S.M. Supprimée le 30 septembre 1967. L'Auberson 525,050/185,730 1110 m environ I.S.M. Changement d'observateur en novembre 1967. Saint-Sulpice 533,450/195,870 750 m environ I.S.M. Changement d'observateur en mai 1969. Couvet 538,640/197,555 750 m environ I.S.M. Changement d'observateur en juin 1969. Combe-Garot 551,100/201,500 532 m I.S.M. Les Ponts-de-Martel 545,740/205,320 1053 m I.S.M. Changement d'observateur les 1er mai 1964 et 10 janvier 1967. Oye-et-Pallet 515,500/189,500 environ 850 m E.D.F. Changement d'observateur les 1er février 1963, 1er avril 1964 et mai 1966. Les Fourgs 521,000/187,500 environ 1100 m E.D.F. Changement d'observateur en mai 1965. Pontarlier 517,500/195,500 environ 835 m E.D.F. Villers-Le-Lac 541,500/212,500 environ 950 m E.D.F. Les Brenets 544,470/213,170 875 m environ I.S.M. Le Locle 547,260/211,750 920 m environ I.S.M. La Chaux-de-Fonds 553,950/217,070 990 m I.S.M. Le Rus sey 546,000/223,500 environ 900 m E.D.F. Déplacée du Bizot (ait. 930 m) au Russey, le 6 juin 1963 Charquemont 553,500/229,500 environ 870 m E.D.F. Changement d'observateur, le 1er février 1959 Le Refrain 557,000/226,500 environ 550 m E.D.F. 40 Tableau 3.-3 Droites de régression pour l'interpolation des hauteurs de précipitations annuelles. Station pi uviom étriqué Droite de régression Coefficient de corrélation Nombre de paires de données Différence maximum constatée entre y calculé et y observé Le Combasson La Place Jeannin La Chaux-du-Milieu y = 1,437 x - 276 y = 1,129 x - 82 y = 1,06Ox - 212 0,952 0,969 0,939 5 9 5 par défaut par excès - 5% - 10% - 5% + 5% + 7% + 4% 1.1.3. Distribution spatiale des précipitations. 1.1.3.-1. Le bassin de la source de l'Areuse à l'échelle du domaine jurassien. L'examen de la carte pluviométrique à petite échelle de la partie occidentale du Jura ( fig. 3. - 1 ), établie d'après UTTINGER (1949) et d'après la carte d'isohyètes "normale 1936 - 1965" de 1'E.D. F., permet de distinguer les traits généraux de cette région. De la partie orientale du département de l'Ain jusqu'au canton d'Argovie, la chaùie du Jura forme un axe de pluviosité maximum long de plus de 250 km; le module pluviométrique annuel y est presque toujours supérieur â 1200 mm. Du Grand-Crédo aux environs de Vallorbe, la hauteur de pluie dépasse même le plus souvent 1600 mm, pour culminer à 2000 mm et plus, le long des crêtes; au NE de Vallorbe, on ne signale pas de valeurs supérieures à 2000 mm, les maxima étant soulignés par l'isohyète 1600 mm; enfin, plus au NE encore, au-delà d'une ligne passant par Le Locle et le Creux-du-Van, l'isohyète 1400 mm limite les régions les plus humides. Au SE de la chaîne du Jura succède une zone plus sèche, qui correspond à la bordure du Plateau suisse. Cette région, dont le module pluviométrique annuel est inférieur à 1200 mm, s'étend de la plaine de Genève au See- land et se poursuit, plus au NE, le long de la vallée de l'Aar. Ce minimum se marque le mieux entre la plaine de Genève et le Seeland; il est souligné par l'isohyète 1000 mm; dans la région genevoise, on observe même des valeurs inférieures à 900 mm. L'axe pluvieux du Jura est très dissymétrique; la pluviosité diminue rapidement en direction du Plateau suisse, alors qu'elle ne décroît que lentement vers l'extérieur de la chaîne jurassienne. Sur toute la zone des Hauts Plateaux du Jura franc-comtois, le module pluviométrique annuel est supérieur à 1000 mm. Cette distribution des précipitations sur la région jurassienne, parallèlement et perpendiculairement à l'axe de la chaîne, est un phénomène complexe lié â l'orographie; elle est due à deux facteurs principaux, qui sont l'altitude de la surface topographique, et l'exposition des régions au vent ou sous le vent (UTTINGER, 1949). En général, les précipitations croissent avec l'altitude. D'autre part, sur les versants au vent, l'effet du relief se traduit parfois par une augmentation de la pluviosité déjà avant l'obstacle, au-dessus de la plaine le précé- dant; sur les versants sous le vent par contre, la quantité de pluie diminue en général peu après la crête, de sorte que les plaines et vallées qui lui succèdent apparaissent comme des zones relativement sèches. Le fait que la région considérée soit soumise aux vents doux et humides venant de l'Atlantique, et la diminu- 41 Fig. 3.-1 Carte piuviométriqué de la partie occidentale du Jura. 42 tion de l'altitude des crêtes jurassiennes du SW au NE1 sont donc à l'origine de la répartition des précipita- tions décrite plus haut. Dans la région du bassin de la source de l'Areuse, situé sur l'axe pluvieux du Jura, la carte pluviométrique de la fig. 3.-1 montre des zones de forte pluviosité soulignées par l'isohyète 1600 mm. Ce bassin se trouve donc dans une zone de transition; les pluviosités maxima atteignaient 2000 mm ou davantage plus au SW, mais ne dépasseront pas 1600 mm plus au NE. L'échelle de cette carte est suffisante pour que l'on puisse distinguer, entre le lac de Neuchâtel et la vallée du Doubs, une alternance de zones humides ou plus sèches, correspondant à la succession des chaînes et des val- lées . 1.1.3.-2. Les cartes pluviom étriqué s du bassin de la Source de l'Areuse. A l'aide des hauteurs de précipitations annuelles et des modules pluviométriques annuels figurant aux table- aux 3. - 2.1 et 3. - 2.2, trois cartes d'isohyètes ont été dessinées : 1. Une carte construite d'après les modules pluviométriques annuels de la période du 1er novembre 1959 au 31 octobre 1966 (7 années hydrologiques), dessinée originalement à l'échelle 1 : ÎOO'OOO, et qui couvre la région allant de Pontarlier au Refrain et de la chaîne du Chasseron à la vallée du Doubs ( fig. 3. - 2 ). Elle permet de situer le bassin de la source de l'Areuse dans le cadre de son entourage immediati l'alternance de zones à pluviosité maximum et minimum apparaît avec plus de détails qu'à la fig. 3.-1. 2. Deux cartes construites d'après les hauteurs de précipitations annuelles de 1963-64 (année la plus sèche) et 1965-66 (année la plus humide), dessinées originalement à l'échelle 1: 50'000, et qui sont limitées à l'étendue de bassin (fig. 3. - 3 et 3. - 4). L'équidistance de 50 mm entre les isohyètes est très faible (3 % de 1500 mm, ordre de grandeur de la lame d'eau annuelle tombée sur le bassin); mais, comme la densité des 2 stations est relativement grande (7 pluviomètres pour 129 km ), la carte ainsi obtenue représente d'une façon satisfaisante la répartition probable des précipitations sur le bassin. L'hypothèse a été admise que les relations entre la pluviosité et l'orographie mentionnées dans le paragraphe précédent sont valables pour la région étudiée; il a donc été tenu compte de ces relations dans le tracé des isohyètes. Cette hypothèse n'est pas en contradiction avec les mesures faites à chaque station. Les isohyètes mettent en évidence la diminution des précipitations du SW au NE, phénomène observé pour l'ensemble du domaine jurassien, et qui se retrouve à l'échelle du bassin étudié ou de la chaîne isolée. A la chafne du Grand-Taureau - Le Pus sin, et aux crêtes de Vers-chez-le-Brandt, correspond le maximum de plu- viosité; au NE, la vallée de La Brévine dessine une aire moins humide, avec un minimum entre La Bravine et La Chaux-du-Milieu. Pour l'année 1965-66, la plus humide, on observe que l'effet de barrage dû à la chafne du Som-Martel se traduit, sur le versant au vent, par une augmentation de la pluviosité jusque dans la région de La Chaux-du-Milieu, qui est située avant l'obstacle et qui appartient, en général, à la zone la mois humide du bassin; ce phénomène a été mentionné plus haut. Les cartes d'isohyètes pour les années hydrologiques 1959-60 et 1962-63 ont également été construites (TRIPET, 1967); pour ces deux années, la lame d'eau tombée sur le bassin est voisine de sa valeur moyenne pour 10 ans. Les caractères de ces deux cartes sont très semblables de ceux des fig. 3.-2, 3.-3 et 3. - 4. 43 i m O ^O O m o-> —i m . Sl in (U ¦ÛJ e. C cd _c ,_t U5 0} co Xi C! 3 rt "O luvi 3 'S. D. O) B 3 U ¦o CO O U 44 45 Corrélation précipitation - altitude. Il a été constaté plus haut que l'hypothèse faite sur la validité des relations entre la pluviosité et l'orographie dans le cas du bassin n'était pas en contradiction avec les hauteurs de précipitations mesurées à chaque pluviomètre. Cependant, en raison de l'effet conjugué des deux facteurs orographiques (altitude et exposition des versants), la corrélation entre la hauteur de précipitations annuelle et l'altitude de la station est médio- cre. BURGER (1959, p. 114) fait la même constatation; pour 13 stations du bassin de l'Areuse au sens large et de sa périphérie, comprises entre 450 et 1425 m, il obtient la droite de régression suivante pour la pluvio- sité P (moyenne annuelle, en cm; période 1901-1940) et l'altitude h (en hm) : P = 107 + 3,4 h Cette corrélation indique que les précipitations moyennes augmentent de 3,4 cm pour une dénivellation de 100 m; le coefficient de corrélation, égal & 0,60, est toutefois trop faible pour que l'on puisse faire confiance à une telle formule dans des applications pratiques. Un essai de corrélation pour la période 1959-1966, con- cernant les 15 stations qui ont servi à l'établissement du tableau 3. - 4, comprises entre 750 et 1170 m, a montré un accroissement de la pluviosité avec l'altitude du même ordre de grandeur; la droite de régression est la suivante : P = 101,9 + 5,01 h Le coefficient de corrélation n'est que de 0,50. Une meilleure corrélation serait vraisemblablement obtenue en groupant les stations selon leur situation par rapport au relief et en les étudiant séparément. DELAROZIERE ( 1968) a calculé la droite de régression suivante pour P et h, pour le bassin du Doubs : P = 83,74 + 6,57 h Altitude des stations : 150 à 1100 m environ; période d'observation: 1946 à 1965; coefficient de corrélation: 0,86. UTTINGER ( 1951; in BURGER, 1959) donne, pour la même relation établie pour la chaîne du Jura suisse: P = 69,2 + 7,32 h Altitude des stations : entre 260 et 1470 m; coefficient de corrélation: 0,84. 1.1.4. Lame d'eau moyenne tombée sur le bassin. Trois méthodes de calcul de la lame d'eau moyenne tombée sur le bassin pour des périodes annuelles ont été testées. Ces méthodes sont décrites dans les ouvrages d'hydrologie de surface (ROCHE, 1963) ou d'hy- drogéologie (CASTANY, 1963).11 s'agit de: 1. Calcul par la moyenne arithmétique des hauteurs de précipitations relevées aux diverses stations. 2. Méthode de THIESSEN. 3. Méthode des isohyètes. Le calcul par la moyenne arithmétique des données de chaque station nous a été recommandé par H. UTTINGER (communication personnelle). En effet, les deux autres méthodes, plus détaillées, sont aussi plus longues, et n'excluent pas la probabilité de donner des résultats très voisins des simples moyennes arithmétiques. La méthode de THIESSEN attribue à chaque pluviomètre un poids proportionnel à la surface d'une zone 46 d'influence présumée qui dépend de la répartition des stations. Or, en raison des caractères orographiques et de la forme allongée du bassin, il est probable que ces subdivisions ne correspondent pas aux zones de plu- viosité différente. D'autre part, la qualité des observations pluviométriques n'est pas égale pour chaque sta- tion; les mesures auxquelles la méthode de THIESSEN donne un poids plus important ne sont pas forcément les plus sûres. Ces restrictions peuvent diminuer l'efficacité de la méthode. La méthode des isohyètes, qui permet de mieux représenter la réalité, est très longue à appliquer; ses résul- tats doivent être sensiblement différents de ceux donnés par les procédés plus rapides, pour que son utilisa- tion présente un intérêt. 1.1.4.-1. Moyenne arithmétique des hauteurs de précipitations aux diverses stations. Selon les indications de H. UTTINGER (communication personnelle), les stations considérées pour le calcul de ces moyennes sont celles comprises dans le périmètre du bassin, affectées d'un poids de 1, ainsi qu'un certain nombre de pluviomètres situés dans les régions limitrophes, affectés d'un poids de 0,5. Ces stations, au nombre de 15, sont les suivantes : Le Combasson, Les Verrières, La Place-Jeannin , 2) Le Bois de l'Halle, La Chaux-du-Milieu , Le Grand-Gardot, La Brévine, L'Auberson, Saint-Sulpice, Couvet, Les Ponts-de-Martel, Les Fourgs, Pontarlier, Les Brenets, Le Locle. La lame d'eau moyenne tombée sur le bassin pour une période annuelle, calculée par ce procédé à partir des données des tableaux 3. - 2.1 et 3. - 2.2 figure au tableau 3. - 4. Tableau 3.-4. Lame d'eau moyenne tombée sur le bas sin, calculée par la moyenne arithmétique des hauteurs de précipitations annuelles aux diverses stations. Nombre de stations : 15 N = année la plus sèche; X = année la plus humide. Année hydrologique Lame d'eau P. (mm) Indice pluviométrique annuel pour le bassin P1 / P 1959-60 1960-61 1961-62 1962-63 1963-64 1964-65 1965-66 1966-67 1967-68 1968-69 1521 1320 1368 1535 1145 N 1644 1916 X 1586 1872 1406 0,99 0,86 0,89 1,00 0,75 1,07 1,25 1,04 1,22 0,92 Moyenne P = 1531 Pour l'année hydrologique 1968-69, la valeur des Fontenettes-Dessus remplace celle de La Place-Jeannin. A partir de 1966-67,La Clé-d'Or remplace la Chaux-du-Milieu. 47 Les stations mentionnées aux tableaux 3. - 2.1 et 3. - 2.2 et qui n'ont pas été prises en compte dans ce calcul sont trop éloignées des limites du bassin, et dans une situation orographique différente. Le tableau 3.-4 indique également l'indice pluviométriqué annuel pour le bassin. Deux années s'écartent de 1 % ou moins de la moyenne P, et sept années s'en écartent de 14 % ou moins; trois années se distinguent avec 22 à 25 % d'écart: 1965-66 et 1967-68, années humides et 1963-64, année sèche. Dans un rapport préliminaire (TRIPET, 1967), nous avions comparé les diverses valeurs de la lame d'eau tombée sur le bassin calculée par moyenne arithmétique des hauteurs de précipitations, en pondérant les données de plusieurs manières. Les pluviomètres pris en considération sont les mêmes que pour les moyen- nes figurant au tableau 3. - 4; les années hydrologiques étudiées allaient de 1959-60 à 1965-66. Les moyennes ont été calculées de la manière suivante: 1. Poids égal à toutes les stations. 2. Poids de 1 aux stations du bassin, et de 0,5 à celles des régions limitrophes. 3. Poids de 1 aux stations du bassin, de 0,5 à celles du Locle, des Ponts-de- Martel et de Saint- Sul pice, qui sont très proches des limites du bassin, et de 0,25 aux autres stations. 4. Stations du bassin uniquement, chacune ayant un poids égal. Les moyennes obtenues par ces quatre procédés diffèrent très peu les unes des autres; la différence est le plus souvent inférieure à 1 %, et n'atteint jamais 3 %. On peut en conclure que la pluviosité du bassin ne s'écarte pas sensiblement de celle des régions limitrophes. La pondération indiquée ci-dessus au point 2, qui est celle utilisée pour calculer les lames d'eau du tableau 3. - 4, peut donc être considérée comme satisfaisan- te. Il n'est pas exclu que la répartition des pluviomètres à l'intérieur du bassin soit responsable de différences plus grandes que celles mentionnées ci-dessus. Dans le rapport préliminaire cité, la lame d'eau moyenne a été calculée de la même manière qu'au tableau 3. - 4, mais en omettant successivement la station du Combas- son, et celle du Bois de l'Halle,- la comparaison de ces moyennes avec celles du tableau 3.-4 montre que l'erreur est également inférieure à 3 %. Le nombre de pluviomètres et la distribution des hauteurs de préci- pitations observées autour de la valeur moyenne pour le bassin sont donc tels que le calcul de cette moyenne n'est affecté que d'une façon négligeable par l'omission d'un point d'observation, même s'il s'agit d'un point extrême comme Le Combasson. Distribution des hauteurs de précipitations annuelles ponctuelles autour de leur moyenne régionale. La moyenne P, l'écart type s et l'écart type relatif v = s / P des hauteurs de précipitations annuelles P mesurées aux stations sont donnés, pour chaque année hydrologique, au tableau 3. - 5; les stations considé- rées sont celles qui entrent dans le calcul des grandeurs du tableau 3. - 4; les valeurs de P. sont tirées des tableaux 3. - 2.1 et 3. - 2.2 Ces grandeurs sont représentées à la fig. 3. - 5; on voit que l'écart type croît avec la moyenne des hauteurs de précipitations annuelles, non seulement en valeur absolue, mais encore en valeur relative; en d'autres termes, la dispersion des hauteurs de précipitations annuelles aux stations croît lorsque leur moyenne augmente. La valeur de l'écart type n'est jamais supérieure au 12,5 % de la moyenne P, pour la période considérée. 48 s(mm] 220 180 UO 100 • • -—=F T^ . Ecart type, s_______ +Ecart type relatif, v 0.13 0.12 0.11 ¦0.10 0.09 0.08 1200 UOO 1600 1800 Pimm) Fig. 3.-5 Distribution des hauteurs de précipitations annuelles P. mesurées aux stations, autour de leur moyenne P, pour chaque année hydrologique. Ecart type s et écart type relatif v, en fonction de la moyenne P. Tableau 3.-5. Distribution des hauteurs de précipitations annuelles P. mesurées aux stations, autour de leur moyenne P, pour chaque année hydrologique. s = écart type, v = écart type relatif, i = numéro d'ordre de l'année. Année P s s hydrologique (mm) (mm) P 1959-60 1538 186 0,121 1960-61 1323 122 0,092 1961-62 1355 139 0,103 1962-63 1529 162 0,106 1963-64 1140 98 0,086 1964-65 1621 186 0,114 1965-66 1895 202 0,107 1966-67 1563 160 0,102 1967-68 1837 230 0,125 1968-69 1384 145 0,104 49 L'écart des hauteurs de précipitations annuelles P. mesurées à chaque station par rapport à la moyenne, pour une année hydrologique donnée, figure au tableau 3. - 6; il est exprimé en unités standard, et se définit de la façon suivante : E P. - P î u.s. Les valeurs de E sont représentées graphiquement à la fig. 3. - 6. L'examen de cette figure appelle deux remarques : 1. Pour la plupart des stations, E u.s. se répartit entre 0,00 et 1,00, parfois 1,20; seuls les pluviomètres du Combasson et de Couvet s'écartent chaque année de la moyenne P d'une valeur supérieure à l'écart type s, le premier par excès, le second par défaut. Cette homogénéité relative de la distribution des hauteurs de préci- pitations annuelles P. autour de la moyenne P est en accord avec la remarque faite plus haut, concernant le calcul de la lame d'eau moyenne tombée sur le bassin: la valeur de cette dernière est peu affectée par l'omission d'un point d'observation, ou par les différentes manières de pondérer l'influence des stations. 10 11 12 13 U 15 Fig. 3.-6 Ecart des_hauteurs de précipitations annuelles P. mesurées aux stations, par rapport a ta moyenne P, pour chaque année hydrologique. E ,en unités standard. Légende: 1 = Le Combasson; 2 = Les Verrières,- 3 = La Place-Jeannin/Les Fontenettes; 4 = Le Bois de l'Halle ; 5 = La Chaux-du-Milieu/La Clé d'Or; 6 = Le Grand-Gardot,- 7 = La Brévine,- 8 = L'Auberson; 9 = St. Sulpice; 10 = Couvet; 11 = Les Ponts-de-Martel; 12 = Les Fourgs; 13 = Pontarlier; 14 = Les Brenets; 15 = Le Locle. 50 <1> ¦a U C n ed *-¦ a B Ul XU ,_ *-> a. -p-t C w 3 ni —i C -H (I) (U 3 - C C cd Ui W a O --H O *-* -i a (T *-* ..4 a 60 O CJ O 1-4 SX ydr (U .e ¦a cu W O Jh C -1 B CU CtJ ì-j -I ai rei 3 £ CT ed CA j= OJ U TJ U U -1 J-I n Ctì a O W |Q- O (U Tj -J O -J r- cn m vO CO O Ch CO CO CN -H UD r- %£> co Tf -f O O O O O O O O O O O U Les ene sO CO r- O CN CM co r> f- P- —* Tf CO Ch r- CO O uO Tf -H t-i CQ O O O O O O O O O O B s vn S uO r- S3 uO in co S m CM \n CO p- uO CO -H gs O O O O O O O O O O Oh U Les ourg uo vO uo uO ¦* ¦-H O CM OO co ¦—I co CO O O sO O -H OO O O co O O O O O O O h Pont de artel VU CN P-I CO Tf CO uO p-H -H -h co P-H uO CM O -H ¦—< O O .-h O O O O ¦-H O O O J vet « uO O CO Tf OO r- UO Cou O Tf O ¦o v£> OO OO CM CM CM (U i .y Tf O -H OO SD NU p-H CO co w ir CO P- co CN CO uO CM O co r- 3 CO O O O O O O O O O O l Aube son O uO Tf O CN p- OO SO .-H O r-—t O -H O r--H uO p-H O p-H Tf O CM O CN O Tf O J (U C P-I IQ) CO CO CX) uO CO r- Tf ¦-H SD -H p—l p- O co CN CM -H CO CO co I-I CQ -H O O O O O O O O O •u C cd u O -^ O uO r- CO CO CM S3 uO o V O CO Tf -H -H -H m CM CN CM P-H O O O O o O O O O J O *-*. X 3 3 CU jS £ *a) Nß Tf .-H vD r- uO * 3 rt CN \0 O Tf O ¦-H O CO O O —i P-H O O -^ O O .—i O O -J TJ iJ T) Le Bois de l'Halle CM O O Tf CN m O p-H O O CS O co uO O Tf •f CS O p—t P^ -H O O O O O -H « \ C w * I £ S s —< CO -vf r- co p- uO O O CO SS"» CO Tf UO Tf CM VU O O -H S3 ed « cu H a O* O O O O O O CM >-H O J .2i,_l Sì Q Vi tu l-i co < v© vO vO xO vO O -H CM co Tf m si p- co m vO vO ^o S) xO vO su sO •£> O O O O if- Cf- O CJN O O 51 2. Pour quelques stations , la variation interannuelle de E est nettement plus grande que pour les autres : notamment, pour La Chaux-du-Milieu et L'Auberson. Trois interprétations sont possibles : - la région qui avoisine la station est particulièrement sensible à certains facteurs météorologiques (par exemple, le vent) qui, selon les années, peuvent en modifier sensiblement la pluviosité par rapport au reste du bassin; - le même effet peut être dû a l'emplacement peu judicieux du pluviomètre dans son entourage immédiat; - les observations peuvent être de qualité inégale. Lame d'eau moyenne pour des périodes mensuelles. La lame d'eau moyenne tombée sur le bassin pour des périodes mensuelles P. ., a été calculée de la même manière que les valeurs du tableau 3. - 4; elle est présentée au tableau 3. - 7.1J Ce tableau indique également P- - la valeur du coefficient pluviométrique mensuel relatif c. ., défini par le rapport 1J , où P. est la précipita- P. ! xn tion mensuelle fictive: P. = — 1 12 ]> P. . ; j est le numéro d'ordre du mois, i celui de l'année hydrologique. J=I 1J - 2) Le tableau 3.-8 indique la répartition des c. . pour un mois donné autour de leur moyenne c . . Les valeurs du tableau 3.-8 sont représentées graphiquement à la fig. 3. - 7. On voit (tableau 3.-7) que la valeur des P. . et des c. . varie dans de larges proportions, aussi bien pour un même mois que pour une même année. Par contre, la fig. 3.-7 montre que chaque mois reçoit des précipitations en quantités relativement sembla- bles, pour l'ensemble de la période étudiée : 8 mois ont un coefficient pluviométrique relatif moyen qui s'écarte de l'unité de 9 % ou moins; 4 mois se distinguent des autres : décembre et août, mois humides (c = 1,27, c..TTT = 1,21); octobre et, dans une plus faible mesure, février (cv = 0,75, cTT = 0,86), XlI VlIl A 11 mois secs. Pendant la même période de 10 ans, le coefficient pluviométrique d'un mois déterminé peut cepen- dant varier largement, puisque l'écart type relatif v se situe entre 0,34 et 0,68; le maximum de variation s'observe en octobre, novembre et décembre (v>- 0,50); il n'est pas en relation avec la valeur du coefficient pluviométrique pour l'ensemble des 10 ans, puisque cy est minimum, c„._ maximum, et c„_ égal à la moyenne. XII La somme annuelle > P. . du tableau 3.-7 diffère quelque peu de la lame d'eau annuelle P. donnée au tableau 3. - 4; ceci pour deux raisons: 1. Au tableau 3. - 7, les hauteurs de pluie mensuelles pour Le Com- basson et La Chaux-du-Milieu n'ont pas été interpolées pour les années où les données manquent/ 2. Les valeurs annuelles ont été tirées de l'Annuaire pluviométrique de la Suisse, alors que les valeurs mensuel- les ont été relevées sur les bulletins météorologiques manuscrits tenus à jour par les observateurs; bien que ces bulletins aient été contrôlés à 1 ' I. S.M., quelques différences avec les valeurs publiées peuvent subsister. 2) _ La valeur C; diffère quelque peu, pour des raisons d'approximation dans le calcul, du coefficient C; calcu- lé directement à partir de P- et de P pour une année moyenne, et noté à la dernière ligne du tableau 3. - 7. 52 3.0 2.0 1.0 Fig. 3.-7 Distribution des coefficients pluviométriques mensuels relatifs c. . autour de leur moyenne c., pour chaque mois. Période 1959-60 â 1968-69. s = écart type. Tableau 3.-8. Distribution des coefficients pluviométriques mensuels relatifs c. . autour de leur moyenne c pour chaque mois; période 1959-60 â 1968-69. s = écart type, v = écart type relatif, j = numéro d'ordre du mois. Moi cj s s Nom N d'ordre J Novembre XI 1,00 0,68 0,68 Décembre XIl 1,27 0,76 0,59 Janvier 1 0,95 0,47 0,50 Février II 0,86 0,34 0,40 Mars III 1,04 0,42 0,40 Avril IV 1,02 0,47 0,46 Mai V 0,96 0,32 0,34 Juin VI 1,02 0,50 0,49 Juillet VII 0,92 0,37 0,40 AoOt VIII 1,21 0,48 0,40 Septembre IX 1,02 0,50 0,49 Octobre X 0,75 0,46 0,61 53 Nombre de jours de pluie par mois et par année. Le nombre de jours de plutei 0,3 mm à La Brévine a été relevé dans les Annales de l'Institut suisse de Mé- téorologie. Ces valeurs sont représentées au tableau 3.-9. Le nombre de jours de pluie par année varie de 142 à 226, avec une moyenne de 175; il croît en même temps que la lame d'eau moyenne tombée sur le bassin (tableau 3. - 4), les extrema des deux paramètres se pro- duisent simultanément ( 1963-64, année la plus sèche, et 1965-66, année la plus humide). Le nombre de jours de pluie par mois varie largement au cours d'une année, ou pour un mois donné, au cours de la période d'observation,- octobre 1969 (2 jours de pluie) et novembre 1965 (25 jours de pluie) présentent les valeurs extrêmes pour la période; octobre 1969 est d'ailleurs le mois où la lame d'eau moyenne tombée sur le bassin est minimum {tableau 3.-7). Cependant, la moyenne du nombre de jours de pluie par mois pour l'ensemble de la période, varie peu d'un mois à l'autre; le minimum est observé en octobre ( 114 jours de pluie pour 10 ans), et le maximum en mai ( 166 jours de pluie pour 10 ans ); si l'on compare ces valeurs aux coefficients pluviométriques mensuels relatifs pour une année moyenne (fig. 3.-7), on voit que le minimum a lieu en octobre dans les deux cas; par contre, de mai, janvier et décembre, qui ont chacun plus de 160 jours de pluie pour 10 ans, seul décembre présente un coefficient pluviométrique relatif sensiblement plus élevé que les autres mois. 1.1.4.-2. Méthode de THIESSEN. Lors d'un premier rapport portant sur la période d'octobre 1959 à mai 1963 (RIVA, 1964), la lame d'eau moyenne tombée sur le bassin a été calculée par la méthode de THIESSEN; dans ce but, le bassin a été divisé en 11 zones, représentant 1,0 à 21,8 % de sa surface totale; les coefficients de pondération utilisés pour le calcul de la lame d'eau moyenne variaient donc de 1 à 22. Dans un second rapport préliminaire (TRIPET, 1967), cette méthode a été reprise pour les années hydrologiques 1959-60 à 1965-66; la division du bassin en zones a été quelque peu modifiée en raison de la mise en service d'un nouveau pluviomètre au Combasson. La comparaison des résultats avec ceux obtenus par la moyenne arithmétique des hauteurs de précipitations me- surées aux diverses stations (même pondération des données que pour le tableau 3.-4) montre que, pour les 7 années hydrologiques considérées et pour l'année moyenne, la différence entre les deux méthodes ne dépasse pas 2,3%. La relation entre ces deux séries de valeurs est données par les droites de régression (TRIPET, 1967, p. 18) : y = 1,05 x - 7,21 x = 0,95 y - 7,73 r = 0,998 6 ^ où x = volume obtenu par la moyenne arithmétique (en 10 m ). y = volume obtenu par la méthode de THIESSEN (en 10 m ). r - coefficient de corrélation. Nombre de paires de données : 8. 54 (U 3 CT ti) O i—i O Vh -O >. x: (U n G cd >-i cd O E u cd a IU B > M cd «d E E o /4 CJ 3 a ¦a 1O U O U ta cd rt jour CU ¦a um de ¦a e h (U h h Xl E u il O 2 Z X Total annuel 174 CSl -h| vOl •—1| 163 142 N 195 226 X 180 -h| 171 1750 Octobre X CN CN CS t- CO CN -H r- O CS CO -H 2 CN 114 Sept. Tf —1 2 CS (N -H -H -H 2OX QO O coi eo —i I O < sO -H 2 X (N m O CO CO r- 143 Juillet r- CS -H -h -H Z 2OX 2 CO 138 Juin O 1-f in -H 2 -H -H Tf p—l CO CS —1 CS X O CM 142 Mai Z -h Tf —H X -h (N in f—I X CN CO —I 166 Avril 2 i—I CN TC -H -H -H Tf -H X CO CS -H CS 2 Tf O CN 156 Mars m -H Z r- Tf <—C -H -H X O CN CO sO CO 154 Février m CQ -H —H CO -H O 2 CO X CO CS O 137 Janvier vO <—i -H Tf -H -H 2 in X Tf CS CM (N m 163 Décembre —1 -H -H in 2 CO CM Tf CS X in es m —i CO 31 Novembre CO OO -H O -H 2 CO -H CS 1—1 X m CS m r-l o 143 Années hydrologiques 1959-60 1960-61 1961-62 1962-63 1963-64 1964-65 1965-66 1966-67 1967-68 1968-69 Total des 10 ans 55 1.1.4.-3. Méthode des isohyêtes. Le volume des précipitations tombées sur le bassin a été également calculé par planimétrage des surfaces comprises entre les courbes isohyêtes successives sur les cartes pluviom étriqué s (TRIPET, 1967), pour les années hydrologiques suivantes: 1959-60, 1962-63, 1963-64, 1965-66, et module de la période du 1er novem- bre 1959 au 31 octobre 1966. Comme pour la méthode de THIESSEN, les résultats ainsi obtenus sont très voisins de ceux donnés par la moyenne arithmétique des mesures aux diverses stations; pour les 4 années étudiées et pour l'année moyenne de la période 1959-1966, la différence est inférieure à 3 %. Les droites de régression suivantes ont été calcu- lées (TRIPET, 1967, p. 18): y = 1,07 x - 10,33 x = 0,94 y +¦ 10,19 r = 0,999 6 ^ ou x = volume obtenu par la moyenne arithmétique (en 10 m ). 6 ì y = volume obtenu par la méthode des isohyêtes (en 10 m ). Nombre de paires de données : 5. Il faut noter que les hauteurs de précipitations annuelles interpolées pour les stations du Combasson et de La Chaux-du-Milieu et utilisée par TRIPET ( 1967) étaient des valeurs provisoires; les valeurs définitives présentées au tableau 3. - 2.1 sont plus basses pour Le Combasson et plus élevées pour La Chaux-du-Milieu; ceci ne modifie la lame d'eau tombée sur tout le bassin, calculée par moyenne arithmétique des mesures aux diverses stations, que d'une quantité inférieure à - 1 %. 1.1.4.-4. Conclusions au paragraphe 1.1.4. Les trois méthodes testées pour le calcul de la lame d'eau moyenne tombée sur le bassin conduisent à des résultats qui diffèrent de moins de 3% .On peut considérer que cette différence est faible par rapport aux erreurs qui peuvent affecter la mesure des hauteurs de précipitations. RODDA ( 1967) a comparé les mesures faites au moyen de deux pluviomètres placés à 5 m l'un de l'autre; pour une période de 5 ans, le premier instrument, placé au ras du sol, a indiqué une hauteur de précipitations supérieure de 6,6 % à celle mesurée par l'autre, placé sur un pied haut de 30,5 cm,- la cause de cette différen- ce n'a pas pu être définie d'une façon satisfaisante. L'auteur considère qu'un pluviomètre placé au ras du sol, et entouré d'une grille destinée à éviter l'éclaboussement des gouttes de pluie, donne des valeurs plus proches de la réalité que tout autre instrument. D'autre part, l'exactitude du calcul de la lame d'eau moyenne est à considérer en termes de probabilité; en effet, la méthode utilisée, quelle qu'elle soit, implique une hypothèse sur la répartition des précipitations en- tre les stations; les résultats du calcul dépendent donc de la situation des pluviomètres, de leur nombre pour une surface donnée et de l'hypothèse faite sur la distribution spatiale des précipitations. La méthode des isohyêtes, qui est la plus satisfaisante au point de vue théorique, ne présente donc pas d'avan- tage sensible dans le cas considéré. BURGER ( 1959 ) a calculé le rapport de la lame d'eau obtenue par la mé- thode des isohyêtes à la lame d'eau obtenue par la moyenne arithmétique des hauteurs de précipitations aux stations, dans le cas du bassin de l'Areuse au sens large (période 1901-1940); ce rapport vaut 1,13 pour le bassin total, et 1,14 pour le bassin aux Moyats. Dans le cas du bassin de la source de l'Areuse (période 1959- 56 66), ce même rapport est de 1,02 (TRIPET, 1967). La lame d'eau annuelle tombée sur le bassin prise en considération dans le présent travail est celle détermi- née par la moyenne arithmétique des hauteurs de précipitations aux pluviomètres* elle est donnée au tableau 3.-4. La même méthode est appliquée pour les valeurs mensuelles (tableau 3.-7) ou journalières, comme nous l'a conseillé H. UTTINGER (communication personnelle). 1.1.5. Les enregistrements de pluie. 2 Un pluviographe de type HELLMANN normalisé, surface de réception = 200 cm , était installé à quelques mètres du pluviomètre des Verrières. Il a fonctionné de 1960 a 1963, en dehors des périodes de gel; par la suite, équipé d'un chauffage électrique, il a été mis en service sans interruption du 21 février 1966 au 31 oc- tobre 1969. La période de rotation du tambour enregistreur étant de 7 jours (2 heures correspondent à env. 4,5 mm), les graphiques obtenus sont relativement peu précis. D'autre part cet instrument est délicat, et nécessite de la part de l'observateur un soin particulier. Les enregistrements de pluie obtenus aux Verrières sont de qualité très irrégulière. Les hauteurs de précipitations journalières mesurées respectivement au pluviomètre et au pluviographe ont été comparées, pour tous les jours de la période d'observation où les deux données étaient disponibles; cette comparaison est représentée à la fig. 3. - 8; on voit que la dispersion des mesures est rela- tivement grande, et que les mesures du pluviographe sont en général inférieures à celles du pluviomètre. L'intensité des pluies a cependant été étudiée d'après les enregistrements. La courbe des pluies cumulées a été décomposée en segments de droites, et l'intensité moyenne a été calculée pour chacun d'entre eux. L'inten- sité moyenne de l'averse a également été déterminée; dans ce but, il a été nécessaire de définir les limites de l'averse. En effet, vu la faible vitesse de rotation du tambour, une interruption de la pluie d'une durée inféri- eure à I heure se distingue mal; d'autre part, un palier de la courbe des pluies cumulées peut avoir pour ori- gine une défectuosité de l'instrument. Pour cette raison, lors du dépouillement des pluviogrammes des Verriè- res, la fin d'une averse a été définie comme le début d'une interruption de la pluie d'au moins 6 heures '. Les résultats de ces travaux d'interprétation sont déposés au Centre d'hydrogéologie de Neuchâtel, à disposition d'une éventuelle étude de détail; retenons les points suivants : 1. Selon H. UTTINGER (communication personnelle), l'instrument utilisé permet de calculer des intensités de pluie moyennes pour une averse; les valeurs instantanées sont sujettes à caution. 2. Durée des intervalles sans précipitations. La fréquence de ces intervalles classés par durée croissante diminue sensiblement à partir d'une durée de 4 h, pour croître à nouveau au-delà d'une durée de 12 heures. Ceci montre que les chutes de pluie ont tendance à se grouper en périodes pluvieuses séparées par des intervalles secs d'une durée souvent supérieure â 12 h; 1' "averse" définie plus haut, correspond à peu près à ces périodes pluvieuses. 3. Longueur des "averses". L'examen de la longueur des "averses" montre que leur durée dé- passe rarement 2 jours; les "averses" plus longues que cet intervalle sont énumérées au tableau 3.- 10. 4. Intensité moyenne des "averses". L'examen de l'intensité moyenne des "averses" en fonction de leur durée, pour chaque mois successif, montre que les plus fréquentes pour les mois de janvier â mai et Dans ce paragraphe, le terme "averse" utilisé dans ce sens sera toujours mis entre " ", pour éviter des confusions. 57 Pm= HAUTEURDE PRECIPITAiION JOURNALIERE MESUREE AU PLUVIOMETRE Pg ¦ ¦ * " » » pLUVIOGRAPHE Pg 6(L1 (mm) 50_ 40_ 30_ 20_ 10_ OO CO m O OO ' © ' i ' ' CS nO r-" r-CO SO ON* CO Tf O r-On m CS es OO CO CO CN nu" O CO m co" r-CS es m o" m CS CO ON ON ' 2 1 © ' ' i i CjC Tf ¦—I Tf CS CS Tf On" ON CS OO Tf r- ¦ ¦ ' I ¦ *? 's" © ' ' ' ' CS C> r-CS CS -H o_ in CS O co co" ON CS -H Tf O CO CO CO vO" O CO in 00 CS CN m O m CS ¦—t eo CJn" O ' © CO Ov •jS O O oó" Tf -H m CS es r- O n£> On" CO -H O -H sO ON O co co" CO CS co Tf" CS -H On ON_ es" CO -H -H Tf es" CS -H CO ON es" Tf -H CO CS O O —< O Tf f-" ¦ AD (mmHg) © ' ' ' t On Tf ¦—I o" Tf CS o" I OO O O 1—1 -H OO o" O m O O CO m -H o" Tf o" in CS -H O + ' D (mmHg) © O O co On co O CO CS CO O CO Tf co O m O O r-CO O m Tf NU O OO CO ¦—I Tf CS r-es Tf CN O CS ON es -H O m Tf ' X ö? © OO CO O ON CO 00 00 m CO -H OO m CO OO OO CO CO CO ¦ P' (mmHg) © 00 m Tf t-CO CO CS co" CO es CO CO Tf O CO in CO O CS On" OO CO es •—i m O -H CO in ON On m so" ' < 0^ © Tf O + m r-O + Tf O —I + O -H CO O 1—1 O + Tf CS O I O r--H + sO CO O I ON CO ¦—I + CO r-O + ON CS -H + O ¦ O 0 O O O O CO 1 O in -* i O CO I O NO O O CO co" + O ON + O O O + O m Tf -H + O es CS -H + O NO O -H + O 1—» m + • Mois 2 Ü W Q <_ > C/> cd < 2 J > < < 2 2 5 5 H D O < to H U O CU B a O 82 ed H mo 1—I a Vh O O O O \n o> —» O) U -Q B > O B IU TD 0 ¦ pH S-I XU a 3 a cd U Ss a >• OUI <; m f- [/1 Sh M 'N on a UJ (LI > N LO to B 1 ¦o H Ot OJ •a CU. tho 3 0) CaI Val ETR (mm) (D 21 *l -I o| CMl cn| C0| o| col ¦*l 31 CO] cm| col SI 334 12I © ¦ ' ' i CO Tf CM co r-CO Tf mo o CO vu co \r> CN Tf co CN CO CM CM O -H O CN O Tf O CO CM CO r-Tf CN ' D (mmHg) © i i i i O CO O Tf CO •H -H CO -H -H -H CM r-CM r*--H CM CO r--H m (N CO t-H i '" I ® -H Tf O + m -H Tf" I Tf m O CN CO i O Ö Tf in co" + O Tf r- CO O* -H -H CN —H CM Tf —1 -H CO Q- m i Mois W CC-CO > O 2 W PS CQ [L) U B D Ch S > 2 < c£ W 2 > W LO ai < 2 > < < 2 2 2, Ll] -J -J D i—i H O O ai en LLl LU LO LO Ci m O U O QJ S £ O LO 83 ETR 2 (mm) © 316 284 280 344 275 342 370 340 364 342 -'- • ETR 1 (mm) © 329 276 295 349 293 351 359 349 366 363 ' ETR 1 v3/ Os O CO 00 00 00 106 OO 00 su O 00 O m o o Os O i KU &6 ® 104,92 90,97 82,59 113,56 91,31 107,46 105,02 99,29 114,52 90,32 ' CN Vl, j @ 4971,83 4310,59 3913,95 5381,28 4326,83 5091,98 4976,69 4705,02 5426,67 4279,80 4738,46 •TS > — 2 © 85,68 91,69 90,70 106,22 71,43 105,20 122,26 106,32 115,08 105,38 ' ¦—I.—. > s © 1272,16 1361,42 1346,81 1577,26 1060,65 1562,14 1815,31 1578,69 1708,78 1564,70 1484,79 X^ © 97,88 84,85 73,36 112,40 69,08 126,20 89,76 98,45 136,93 111,04 i > E ClT w ® 754,73 654,24 565,65 866,72 532,69 973,10 692,13 759,14 1055,79 856,23 771,04 CL, &Ç © 99,39 86,21 89,35 100,26 74,78 107,38 125,14 103,59 122,27 91,83 ' fcI © 1521 1320 1368 1535 1145 1644 1916 1586 1872 1406 1531 CL, ^- © 80,2 76,0 96,1 100,4 116,9 102,2 124,1 106,4 107,6 90,1 r P-R (mm) © 267 253 320 334 389 340 413 354 358 300 333 Années hydrologiques 1959-60 1960-61 1961-62 1962-63 1963-64 1964-65 1965-66 1966-67 1967-68 1968-69 Moyenne 84 Tableau 3.-23. Evapotranspiration réelle calculée, ETR (mm). Méthode de SZESZTAY. Mois Années hydrologiques Moyenne 1959-60 1960-61 1961-62 1962-63 1963-64 1964-65 1965-66 1966-67 1967-68 1968-69 Nov. 7 11 10 8 16 11 9 9 10 8 IP. Dec. 3 4 6 3 4 3 4 3 5 3 _4_ Jan v. 4 4 7 4 4 4 3 3 4 4 _4 Fév. 7 6 7 5 10 5 7 8 6 5 _7 Mars 22 24 21 18 18 20 24 23 21 21 21 Avril 31 37 40 38 35 39 53 39 41 37 39 Mai 51 54 71 54 60 64 107 71 69 66 67 Juin 42 36 50 50 37 53 57 49 43 49 i! JuU. 44 35 16 58 33 47 33 47 40 60 ai Août 40 35 17 45 18 38 30 38 49 39 35 Sept. 39 22 17 43 20 34 25 30 49 31 31 Oct. 26 16 18 18 20 24 18 20 27 19 21 Total 316 284 280 344 275 342 370 340 364 342 327 85 Tableau 3.-24. Evaporation mensuelle calculée, E . Méthode de SZESZTAY. Moyenne interannuelle valable pour l'ensemble du bassin. Mois ETR (mm) E / ETR (56) E O (mm) Novembre 10 100 10 Décembre 4 100 _£ Janvier 4 100 _i Février 6 100 _6 Mars 22 120 2à Avril 39 150 58 Mai 69 170 117 Juin 48 195 94 Juillet 43 205 88 Août 36 190 68 Septembre 32 160 il Octobre 21 130 27 Total 334 553 1.5.3. Evapotranspiration réelle annuelle pour la période 1959-1969. Pour l'ensemble des 10 années hydrologiques 1959-60 à 1968-69, on obtient pour ETR annuelle les valeurs suivantes : 1. Déficit d'écoulement brut, P-R. Le déficit d'écoulement brut, supposé égal à ETR, est donné au tableau 3. - 22, colonne 20: P-R = ETR = 333 mm 2. Formule de TURC. L'application de la formule de TURC (REMEMBRAS, 1959, p. 115), D = 0,9 + —r où D = déficit d'écoulement, supposé égal à ETR (mm) 86 P = lame d'eau moyenne tombée sur le bassin (mm) L = 300 + 25 T + 0.05 T3 T = température moyenne annuelle (0C) donne le résultat suivant: D = ETR = 390 mm P est donné par le tableau 3. - 4, et T par le tableau 3. - 20, col. 1 (température mesurée à La Brévine). 3. Méthode de TROEHLER. B. TROEHLER (communication personnelle, 1970) a calculé l'évapotranspiration ETR du bassin de la source de l'Areuse au moyen d'une formule qu'il a établie, et qui s'est montrée valable pour toute la Suisse avec une précision de - 10 %. Cette formule, basée sur la relation qui existe entre l'altitude et la température, donne l'évapotranspiration réelle annuelle pour une longue période en fonction de l'altitude moyenne du bassin, et des rapports surface boisée / surface totale du bassin, surface des lacs / surface totale, surface des gla- ciers / surface totale, longueur des cours d'eau (km) / surface totale. La valeur obtenue est ETR = 457 mm. 4. Conclusions au paragraphe 1.5.3. La méthode de SZESZTAY est basée sur l'identité entre le déficit d'écoulement annuel moyen pour une longue période et l'évapotranspiration réelle, et implique que les limites du bassin-versant sont connues avec une exactitude suffisante. Les résultats qu'elle permet d'obtenir ne constituent donc pas un moyen de con- trôle vis-à-vis des autres termes du bilan. Par contre, on observe une différence sensible entre les trois valeurs de ETR calculées au paragra- phe 1.5.3.: Déficit d'écoulement: 333 mm ËTR selon TURC : 390 mm ETR selon TROEHLER: 457 mm A titre de comparaison, citons les valeurs données par BURGER (1959, p. 279) pour le bassin de l'Areuse au sens large (période 1930-1954): Déficit d'écoulement: 437 mm ETR selon TURC : 437 mm Remarque: L'affleurement des calcaires d'âge jurassique supérieur constitue le 64,2 % de la surface du bassin de l'Areuse s. 1., et le 83,4 % de la surface du bassin de la source de l'Areuse (BURGER, op. cit., p. 51). Au moyen des données â disposition, il est impossible de savoir si les formules de TURC et de TROEHLER qui ont donné ailleurs des résultats satisfaisants, s'appliquent mal aux conditions locales, ou si les limites du bassin telles qu'elles ont été définies déterminent une surface trop faible. 87 2. ECOULEMENT 2.1. Ruissellement superficiel. (BURGER, 1959, p. 25) En raison des larges surfaces d'affleurement de terrains à circulation karstique (plus de 80 % ), le réseau hydrographique est très peu développé, l'infiltration dispersée jouant un rôle important dans l'alimentation de la réserve souterraine. Les seuls cours d'eau de la vallée de La Brévine sont absorbés par des pertes natu- relles d'origine karstique. La périphérie des tourbières occupant le fond de la vallée est jalonnée par de nom- breux emposieux (ou entonnoirs ) auxquels aboutissent des fossés de drainage ou des ruisseaux locaux. Parmi les ruisseaux les plus importants, citons le Bied de La Brévine, les ruisseaux du Cachot et le Bied du Gigot, qui se perdent dans des entonnoirs (chapitre 2, paragraphe 2). La partie orientale de la vallée des Verrières ne possède pas de réseau hydrographique de surface; dans sa partie occidentale, un ruisseau, la Morte, prend sa naissance aux Verrières où le drainage souterrain est encore tributaire de la source de l'Areuse, et se jette dans le Doubs à La Cluse et Mijoux. 2.2. Le Lac des Taillères. (BURGER, 1959, p. 26) Le substratum du Lac des Taillères (longueur 1,9 km, largeur 200 à 300 m) est constitué par des terrains argileux, morainiques, reposant sur des sédiments crétacés ou molassiques. Son seul exutoire est une perte naturelle, l'Emposieu du Moulin-du-Lac (chapitre 2, paragraphe 2); il a été aménagé afin d'accroître la capa- cité d'accumulation du lac. La cote actuelle du déversoir est de 1039,5 m; une vanne permet d'évacuer à vo- lonté les eaux dans l'entonnoir, avec un débit pouvant s'élever à 700 1/sec. environ, et d'abaisser le niveau du lac jusqu'à la cote 1034,0 m; la capacité utilisable est ainsi de 1,8 ¦ 10 m environ. Il est possible, par là, de régulariser dans une certaine mesure le débit d'étiage de la source de l'Areuse; celle-ci réagit en moyenne 12 à 24 heures après l'ouverture de la vanne. Le tableau 3. - 25, établi à partir de données fournies par l'Elec- tricité Neuchâteloise S.A., donne les volumes évacués par manoeuvre de la vanne pour chaque année hydrologi- que. 2.3. Le débit de la source de l'Areuse. La source de l'Areuse, dite aussi source de la Doux, émerge des calcaires séquaniens supérieurs à l'altitude de 793 m, dans la partie NW du cirque de Saint-Sulpice. Il s'agit d'une source de débordement; sa position par rapport à la structure géologique est située à la fig. 2. - 4; une description en est donnée par BURGER ( 1959, p. 179). Un barrage établi à 70 m en aval de la source forme devant elle une petite retenue qui alimente une usine élec- trique; en aval de l'usine, la force motrice de la rivière fait encore fonctionner trois anciennes machines. En amont du barrage, une prise d'eau est destinée à l'alimentation en eau potable de la commune de Saint-Sulpice; des pompes qui fonctionnent une vingtaine d'heures par jour refoulent dans le réseau de distribution environ 800 1/min. Un limnigraphe enregistreur a été installé sur la retenue, afin d'étudier les mouvements du plan d'eau; une station hydrométrique équipée d'un second limnigraphe se trouve environ 800 m en aval, à proximi- té du village de Saint-Sulpice; mise en service à l'occasion de l'étude en question, elle est surveillée par les soins de l'Office Fédéral de l'Economie hydraulique, et les observations qui y sont recueillies sont publiées 88 Tableau 3.-25 Lac des Taillères. Volume d'eau évacué par manoeuvre de la vanne (Emposieu du Moulin-du-Lac). Année hydrologique Volume évacué (I06m3) 1959-60 0,179 1960-61 1,724 1961-62 3,078 1962-63 0,206 1963-64 1,742 1964-65 0,561 1965-66 0,824 1966-67 0,108 1967-68 2,499 1968-69 2,500 dans l'Annuaire hydrographique de la Suisse. Par des jaugeages simultanés à la source et en aval de la station hydrométrique, on a constaté qu'il n'y avait pas de pertes d'eau entre ces deux points. Les ouvrages installés en aval de la source sont de simples retenues, il n'y a aucun bassin d'accumulation; par conséquent, on peut considérer que les enregistrements du limnigraphe de Saint-Sulpice reproduisent d'une façon relativement fi- dèle les variations naturelles du débit de la source. Le limnigraphe installé sur la retenue enregistre de fréquentes variations du plan d'eau qui se distinguent des crues et décrues naturelles par leur caractère brusque et de courte durée; ces mouvements sont parfois sen- sibles à la station hydrométrique aval également. Un examen détaillé de ces enregistrements, réalisé avec l'aide de l'électricien responsable de l'usine a montré qu'à première vue, tous ces mouvements peuvent s'ex- pliquer par des interventions artificielles en relation avec les aménagements hydroélectriques situés entre la source et Saint-Sulpice. Aucun mouvement isolé ou périodique de caractère naturel n'a été décelé; cependant certaines variations brusques sont fréquemment liées à des crues, et peuvent suggérer à tort un phénomène naturel. Des chutes de tension provoquant un arrêt total des machines sont fréquentes avant les crues dues à un orage; elles se manifestent par une montée du niveau suivie d'un retour à l'état primitif (période : envi- ron 1 heure, amplitude: 10 a 20 cm). Souvent, lors d'une averse, une machine supplémentaire est mise en route; cette manoeuvre se traduit pas une variation de niveau semblable à la précédente, le pic étant dirigé vers le bas; de tels mouvements du plan d'eau coïncidant avec la partie ascendante de la crue ont pu être in- terprétés comme des seiches (BURGER, 1959, p. 182). Les débits moyens journaliers mesurés à la station de Saint-Sulpice et publiés dans l'Annuaire hydrographi- que de la Suisse ont été reportés sous forme de graphiques annuels (fig. 4. - 14.1 et 4. - 14.2). La courbe des débits classés, dessinée d'après les données de l'Annuaire, est représentée à la fig. 4.- 18; les courbes de répartition des débits mensuels d'après leur fréquence sont données par la fig. 4. - 15. 89 Grâce a un programme de calcul établi par J. B. GAY , les hauteurs limnigraphiques enregistrées à Saint- Sulpice et lues au moyen d'un coordinatographe de l'Institut de Physique ont été converties en débits et mises 2) sous forme de cartes perforées . L'hydrogramme de la source peut ainsi être dessiné automatiquement, à une échelle quelconque; les courbes de débits des fig. 4.-9.1 et 4.-9.2 ont été décalquées à partir de tels graphiques (simplifiés, par mesure de clarté), dessinés par une calculatrice IBM 1130. ' Université de Neuchâtel, Institut de Physique. 2) Ce travail a pu être réalisé grâce à l'aide de E. JEANNET, professeur, Institut de Physique 90 Chapitre 4 HYDROGEOLOGIE 1. DISTRIBUTION ET MOUVEMENT NATUREL DE L'EAU SOUTERRAINE 1.1. Définition du système d'écoulement souterrain. On peut admettre (KIRALY, 1969 d) que la détermination des systèmes d'écoulement souterrain tels que TOTH (1963) les a définis constitue le cadre idéal pour étudier le mouvement des eaux souterraines dans un bassin hydrogéologique. TOTH ( 1963, p. 4806 et fig. 3) définit le système d'écoulement ("flow system") comme l'ensemble des lig- nes d'écoulement fictives dans lequel deux lignes d'écoulement, voisines en un point quelconque du bassin, restent voisines a travers toute la région d'écoulement (c'est-à-dire entre la région alimentaire et la région d'exutoires). Chaque système d'écoulement possède ainsi une région d'alimentation continue (connexe) et une région d'exutoire continue. Dans un système d'écoulement local la région d'alimentation et la région d'exutoire sont voisines. Dans un système d'écoulement intermédiaire la région alimentaire et la région d'exutoire peuvent être sépa- rées ( sur la carte) par un ou plusieurs systèmes locaux (donc les lignes d'écoulement passent au-dessous des systèmes locaux). Enfin, le système d'écoulement est considéré comme régional si la région d'alimentation s'étend jusqu' aux limites supérieures du bassin hydrogéologique et la région d'exutoires occupe les limites inférieures du bassin (les lignes d'écoulement passant au-dessous des systèmes intermédiaires et locaux). (KIRALY, 1970, p. 50). Le système d'écoulement souterrain de TOTH correspond au type d'unité hydrogéologique désigné par UHG. par KIRALY (1969 d): classe d'équivalence dans le champ des lignes d'écoulement. A partir des observations hydrogéologiques recueillies dans le bassin en question, nous nous sommes efforcé de reconstruire le système d'écoulement souterrain (UHG. ) dont la source de l'Areuse constitue l'exutoire; la démarche fait appel à des hypothèses qui conduisent à une représentation très simplifiée de la réalité com- plexe. Cette représentation permet néanmoins de répondre, en termes de probabilité, aux questions d'hydro- géologie appliquée qui sont à la base de l'étude; elle sera concrétisée par la réalisation d'un modèle (modèle analogique électrique résistif-capacitif; chapitre 5). KIRALY (I969d) a montré que la détermination des UHG. exige la connaissance d'autres unités hydrogéologiques qui sont: UHG« = classe d'équivalence dans le champ des perméabilités K. UHG . = classe d'équivalence dans le champ des potentiels hydrauliques. UHG. = classe d'équivalence sur la surface piézométrique. UHG/ = volume "hydrauliquement fermé", c'est-à-dire déterminé latéralement et vers le bas par des limites "imperméables", et vers le haut par la surface piézomé- trique. Une autre unité est utile dans les recherches d'hydrogéologie appliquée: UHG„, classe d'équivalence dans le champ des porosités efficaces M . D'après CASTANY (1968, p. 138): 91 V Me = — ¦ 100 (%) où V = volume d'eau gravïtaire. V = volume total du complexe roche + eau. La connaissance de UHG2 est nécessaire si l'on veut considérer UHG, en régime transitoire, ou pour donner une estimation des réserves. 1. UHG3 Hypothèse H 2.-2 ( chapitre 2, paragraphe 5) : la perméabilité des calcaires est homo- gène et isotrope. L'extension spatiale de UHG„ dans les calcaires jurassiques supérieurs est donnée par la carte structurale du mur (fig. 2. - 6, p. 36) et du toit des calcaires du MaIm; la valeur de K pour cette unité est déterminée par essais de pompage et d'injection d'eau sous pression dans les piézomètres et à l'aide du modèle analogique RC (paragraphe 1.2). 2. UHG. 4 La détermination de UHG, exige la connaissance de UHG„, UHG, et UHG,. Cependant, le réseau de mailles du modèle RC réduit le système d'écoulement aux deux dimensions du plan horizontal, et permet d'éviter la détermination de cette unité. 3. UHG5 UHG- peut être déterminé approximativement à l'aide des observations dans les piézomè- tres, et en admettant l'hypothèse H 2. - 2 (paragraphe 1.3). La surface piézométrique étant variable avec le temps, UHG. peut être étudié en régime permanent ou transitoire. 4. UHG6 Les limites inférieures et latérales de UHG, ont été définies lors de la détermination du bassin-versant {chapitre 2, paragraphe 5); la limite supérieure est donnée par UHG-. 5. UHG2 Hypothèse H 2. - 4 (chapitre 2, paragraphe 5) : la porosité efficace des calcaires est homogène. L'extension spatiale de UHG0 dans les calcaires jurassiques supérieurs correspond à celle de UHG„i la valeur de M est & o e estimée par mesure de la quantité d'eau évacuée à l'exutoire pour un abaissement donné de la surface piézo- métrique, et à l'aide du modèle RC (paragraphe 1.2). 1.2, Détermination des propriétés physiques de l'aquifère. Rappel. Les différentes méthodes de calcul des propriétés physiques de l'aquifère font appel aux hypothèses H 2. - 2 ou 2.-4 (les facteurs K et M sont homogènes - K homogène et isotrope - à l'intérieur d'une unité lithologique); les résultats des calculs seront donc valables à l'intérieur de ces hypothèses seulement. 92 1.2.1. Essais d'injection d'eau sous pression. Des essais d'injection d'eau sous pression (appelés aussi "essais LUGEON") ont été réalisés lors des tra- vaux de forage des cinq piézomètres (chapitre 2, paragraphe 4.4); DE BOSSET ( 1965) qui les a commentés, estime qu'ils ne sont pas représentatifs des propriétés physiques réelles des calcaires, en raison surtout des défauts d'étanchéité des obturateurs, et de l'effet des larges fissures qui peuvent mettre la passe étudiée en connexion avec le reste de l'ouvrage, court-circuitant ainsi l'obturateur. En fait, ces essais ont donné des résultats relativement homogènes, et qui sont en accord avec des mesures ultérieures : essais d'injection (forage des Cotards, voir ci-dessous ) ou de pompage (paragraphe 1.2.2); ils nous semblent donc susceptibles d'être pris en considération. Les résultats des mesures ont été interprétés en termes de coefficient de perméabilité de DARCY par G. P. SIMEONI, à partir des notes manuscrites tenues à jour par les sondeurs. La Brévine, Le Cachot, La Clé-d'Or. Les données concernant ces trois forages sont reportées aux tableaux 4.-1 à 4.-3( les coefficients de perméabilité de DARCY K, ont été calculés d'après SNOW (1970, p. 24): In (2 1/d) ¦ Q K = ------------------------ 2 ITl • H où Q = débit d'injection (ou des pertes ) (m /sec) 1 = longueur de la passe (m) H = pression nette (m) (= pression appliquée + hauteur de la colonne d'eau au-dessus du niveau piézométrique naturel ) d = diamètre du forage ( m ) Les valeurs de K sont représentées aux fig. 2. - 5.1 à 2. - 5.3. L'interprétation de ces essais appelle les remarques suivantes : 1. L'application de la formule de SNOW aux observations en question implique l'hypothèse que la relation en- tre Q et H est linéaire, et que le milieu se comporte comme un ensemble homogène. 2. Sur les tableaux 4.-1 à 4.-3, on voit que pour des passes de longueur sensiblement inférieure à la valeur courante, K calculé est relativement élevé; ces valeurs n'ont pas été reportées sur les fig. 2. - 5.1 à 2.-5.3. Dans le but d'améliorer la comparaison des résultats, les essais d'injection devraient être réalisés, dans la mesure du possible, de la même manière sur toute la hauteur de l'ouvrage, et pour toute la zone étudiée. 3. Les perméabilités mesurées à La Brévine, au Cachot et à la Clé-d'Or sont du même ordre de grandeur que celles obtenues par la même méthode au forage des Cotards, près de La Brévine (SIMEONI, 1970 b). Le Brouiller. Les données nécessaires à l'interprétation du débit des pertes en termes de perméabilité de DARCY faisant défaut, le résultat des mesures est donné ä la fig. 2.-5.4 (p. 34) en "unités LUGEON"1', tel qu'il figure dans le rapport des sondeurs. Les Verrières. La méthode de mesure utilisée est la suivante : un obturateur est placé à une certaine profondeur, et le forage est rempli d'eau jusqu'à l'extrémité supérieure du tubage; on mesure le débit néces- saire à maintenir ce niveau constant; l'opération est répétée pour des profondeurs diverses de l'obturateur 1 unité LUGEON = perte en eau exprimée en l/(min ¦ m ¦ lOatm). 93 (DE BOSSET, 1965, p. 20 et 51 ). Cette méthode permet de construire une courbe cumulative des pertes en eau, reportée â la fig. 2. - 5.5 (p. 35 ); les données concernant ces essais sont représentées au tableau 4. - 4. Il faut remarquer que le forage des Verrières ne pénètre dans les calcaires du MaIm que sur une dizaine de mètres, et que la perméabilité de cette zone apparaît comme négligeable à la fig. 2. - 5.5. Variation du coefficient de perméabilité de DARCY avec la profondeur. L'examen des fig. 2. - 5.1 à 2. - 5.5 montre une décroissance de la perméabilité avec la profondeur à La Brévine, au Cachot et au Brouillet; cette tendance est peu marquée. On doit cependant s'attendre à ce que l'ouverture des fissures décroisse avec la profondeur (SNOW, 1968; BORELLI et PAVLIN, 1967); une étude sismique réalisée dans la vallée de La Brévine a montré que les zones présumées bien fissurées passaient à un milieu plus compact à partir d'une profondeur de 70 à 100 m (LUNSKI, 1967). 1.2.2. Essais de pompage. Des essais de pompage ont été réalisés dans les quatre piézometres de la vallée de La Brévine (TRIPET, 1971, annexe A). La transmissivité T des ouvrages a été calculée par la méthode de Ia courbe de remontée (CASTANY, 1963, p. 335). La valeur de K, déduite de T, est donnée par le tableau 4. - 5. Les fig. 4.-1 et 4.-2 donnent les courbes de rabattement et de remontée pour La Brévine et la Clé-d'Or. Tableau 4.-5 Coefficient de perméabilité de DARCY, K ( 10~ m/sec). Campagne d'essais Piézomètre La Brévine Le Cachot La Clé-d'Or Le Brouillet Printemps 1968 Automne 1968 Hiver 1969 (mars) Eté 1969 1,4 1,76 0,78 1.7 3,2 5,3 1,9 0,9 1,19 1,2 f 1,27 l 0,98 94 Essai de pompage ? LA BREVlNE £ 39 E a 43 jQ a CC """¦--, Débit 47 ¦ 51 55 X^__ / / y 59 63 ^-^_ Rabattement Arrêt de la i pompe 67 40 30 20 IO IO 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 KO 150 160 170 t(min) Fig. 4.-1 Essai de pompage au piézomètre de La Brévine, le 17 mars 1969. Courbe de rabattement et de remontée. Les paliers visibles pour un rabattement respectivement de 56 et de 64 m. sont en relation avec la lithologie: le premier correspond au toit des calcaires aquifères du MaIm, et le second se produit au voisinage d'un banc de 15 cm. de cornieule rencontré à - 63 m. I ^ V- 55 57 59 61 63 65 67 69 Essai de pompage LA CLE D'OR / / / Débit Rabattement Arrêt de la pompe 50 40 30 20 10 12 20 28 36 44 52 60 68 76 84 92 100 tlminl Fig. 4.-2 Essai de pompage au piézomètre de Ia Clé d'Or, le 7 novembre 1968. Courbe de rabattement et de remontée. 95 Remarques : T 1. On a: K = ~ , où h = hauteur d'eau entre le mur de l'aquifère (puits complet) et le niveau piézomé- trique avant le pompage. En raison de l'hétérogénéité de l'aquifère et de la diminution probable de K avec la profondeur, et tenant compte du fait que l'ouvrage est incomplet, on fait l'hypothèse suivante sur la valeur de h: Soient A, l'altitude du niveau piézométriqué avant le pompage, B, l'altitude du fond du forage, et C, l'altitude de la pompe pendant le pompage : Si AB < 100 m -----------------------------------» h = AB Si AB > 100 m^^ \>^ AO 40 m---------? h = AC + 10 m *AC<40 m---------•> h = 50 m 2. Récemment, un puits d'exploitation a été foré à moins de 3 m du piézomètre de La Brévine. Des essais de pompage y ont été réalisés; le rabattement a été observé dans les deux ouvrages; le coefficient K calculé par diverses méthodes est du même ordre de grandeur que les valeurs du tableau 4.-5 (SIMEONI, 1970 c). Après 3 h 30 de pompage à 120 1/min, le rabattement dans le puits était de 29 m et de 16,5 m dans le piézomètre; sur la base de ces données, SIMEONI a estimé le rayon d'action du puits à 60 m (diamètre du puits : 500 mm; hauteur d'eau entre le fond de l'ouvrage et le niveau piézométrique avant l'essai: 64 m). On constate que le résultat des essais de pompage dans les piézomètres (ouvrages tubes; tubes d'un diamètre intérieur d'environ 100 mm, munis de perforations relativement peu nombreuses ) sont en accord avec les mesures réalisées dans le puits (ouvrage non tube, de plus grand diamètre, et équipé d'un piézomètre). 1.2.3. Modèle analogique RC. Les valeurs de K obtenues par essais de pompage dans les piézomètres (tableau 4. - 5) ont été admises pour le calcul des résistances du réseau RC (chapitre 5). Les mesures réalisées en régime permanent sur le mo- dèle ainsi dimensionné, ont montré que l'ordre de grandeur de K était trop faible d'un facteur 1 à 10*000; le facteur d'équivalence entre transmissivité T = Kh et résistance R a été modifié en conséquence. 1.2.4. Conclusions à l'étude du coefficient de perméabilité de DARCY. Selon que l'on se place à l'échelle du rayon d'action d'un puits ou du bassin dans son ensemble, les propriétés moyennes de l'aquifère sont donc très différentes; cette observation est liée à l'hétérogénéité de la perméabi- lité des roches fissurées. On peut admettre que l'ouverture des fissures est distribuée selon une loi lognorma- Ie (SNOW, 1970), les plus larges étant les moins fréquentes; leur perméabilité est proportionnelle au cube de l'ouverture (WITTKE et LOUIS, 1968). Admettre une perméabilité moyenne pour un aquifère à perméabilité de fissure est donc une approximation grossière; dans les calcaires fissurés, le paramètre K est en réalité un tenseur de second ordre (KIRALY, 1969 c). Pour obtenir une estimation du champ K, diverses méthodes doivent être envisagées : 1. Compléter les données obtenues au moyen des essais d'injection d'eau sous pression dans les forages, par des mesures d'orientation et de fréquence des fissures réalisées sur les carottes; étudier les relations entre la perméabilité de la roche estimée d'après les essais d'injection, et les paramètres géométriques de la fis- 96 suration (SNOW, 1968,- 1970). 2. Etude quantitative des relations entre les propriétés physiques de l'aquifère (en particulier, les paramè- tres de la fissuration) et les données observables en surface (KIRALY, 1969 d). 3. Mesurer la valeur ponctuelle du potentiel hydraulique dans les puits et piézomètres, à diverses profon- deurs, soit lors de l'avancement de l'ouvrage, soit dans un tube crépine, le tronçon étudié étant isolé par une paire d'obturateurs. La reconstruction du champ des potentiels hydrauliques par interpolation de mesures faites dans des forages a été réalisée par HITCHON ( 1969 a et b), qui a représenté la distribution spatiale des potentiels hydrauliques sous forme de cartes et de coupes verticales. 4. Injection de colorant dans des forages, dans des pertes naturelles, ou en certains points de la surface du sol; observation du passage du colorant plus en aval; calcul de la vitesse d'écoulement, et établissement d'une carte d'isochrones pour le système d'écoulement souterrain; une telle carte donne des indications sur la ré- partition des transmissivités. Cette méthode a été expérimentée dans les Mendip Hills (Grande-Bretagne), et les premiers résultats ont été satisfaisants (DREW, 1970). Dans la vallée de La Brévine, la possibilité de réaliser de tels traçages existe; JEANNET (in BURGER, 1959, p. 182) a introduit de la fluorescéine dans l'emposieu des Taillères, et a observé sa réapparition à la source de l'Areuse 140 h plus tardi connaissant la longueur et le gradient hydraulique approximatifs du parcours du colorant, on peut appliquer la loi de DARCY à ces données; le coefficient de perméabilité obtenu est de l'ordre de 1 à 2 m/s, La valeur de ce paramètre dépend évidemment de l'état du système d'écoulement; les expériences de SCHARDT (1904) dans le bassin de la source de l'Areuse montrent une relation étroite entre la vitesse de l'eau colorée et le débit de l'exutoire. 5. Etude, par la méthode des modèles analogiques ou mathématiques, de l'effet de la configuration des zones très perméables sur la perméabilité moyenne d'un bassin; KIRALY (op. cit.) souligne l'importance de ce paramètre vis-à-vis des caractéristiques hydrauliques du système d'écoulement (surface supérieure de la zone noyée, tarissement de l'exutoire). 1.2.5. Estimation de la porosité efficace. Le coefficient d'emmagasinement S est à peu près équivalent à la porosité efficace M en nappe libre (CASTANY, 1968, p. 138); en nappe captive par contre, S est nettement inférieur à M (CASTANY, 1963, p. 145). Dans le bassin de la source de l'Areuse, le coeur crétacé des synclinaux détermine un secteur où la zone noyée est captive (paragraphe 1.3). La valeur de M pour la partie libre de la zone noyée s'obtient en esti- mant le volume de roche V dénoyé au cours d'une période sans alimentation extérieure, en calculant le volu- me E écoulé â l'exutoire pendant le même intervalle, et en effectuant le rapport E/V; ce procédé est menti- onné par CASTANY ( 1968, p. 140); la valeur obtenue est approximative, cette estimation impliquant les hy- pothèses suivantes : 1. H 2.-2 et H 2.-4: les facteurs K et Ivi sont homogènes (K homogène et isotrope) à l'intérieur d'une uni- té lithologique (chapitre 2, paragraphe 5). 2. L'alimentation de la zone noyée â partir de la zone d'infiltration est négligeable pendant l'intervalle con- sidéré. 97 3. Le volume V a été calculé comme si toute la surface supérieure de la zone noyée était libre ( surface de la zone captive par rapport à la surface de la zone noyée dans son ensemble: - synclinal de La Brévine, env. 15 %; - synclinal des Verrières, env. 20 % ). 4. Au piézometre des Verrières, le niveau de l'eau reste immobile, à la cote d'environ 822 m; lors des crues, il peut s'élever d'une soixantaine de mètres, mais il ne s'abaisse jamais au-dessous de la cote 822 m. On peut supposer que ce piézometre est situé dans le système d'écoulement local des calcaires valanginiens, et qu'il n'est pas en contact direct avec le système d'écoulement des calcaires du MaIm (paragraphes 1.2.1 et 1.3.2). Pour le calcul de V, la surface piézométrique dans le synclinal des Verrières a cependant été construite d'ap- rès les données de ce piézometre. On peut supposer que les erreurs dues â ces simplifications se compensent en partie, et que l'ordre de gran- deur de M ainsi calculé peut être accepté. Le résultat des calculs est le suivant: 1. Période: 8.6 - 26.6.1967 Décrue rapide, le 8.6. de 14 h à 24 h; M = 5 %o Décrue plus lente, du 9. 6. à Oh au 26. 6 à 22 h; M = 5%o 2. Période: 17.11 - 26.11.1967 Décrue rapide, le 17.11 de 6 h à 24 h; M = 3%o Décrue plus lente, du 18.11 à 0 h au 26.11 à 24 h; M = 3%o 3. Période: 12.5 - 4.6.1968 Décrue rapide, du 12.5 à 16 h au 13.5 à 2 h; M = 4%o Décrue plus lente, du 13.5 à 2 h au 4.6 à 4 h; M = 6%o Les 6 valeurs obtenues sont voisines; leur moyenne est M ** S = 4,5 %o, Les mesures réalisées sur le modèle RC, en régime transitoire, ont montré que l'ordre de grandeur de cette valeur était admissible; en prenant S = 3,6 %o, le comportement du modèle est cependant en meilleur accord avec le cas réel (chapitre 5). La valeur de S pour la zone captive a été admise comme nulle. 98 1.3. Détermination de la surface piézométrique . 1.3.1. Mesure du niveau piézométrique. Chacun des cinq piézomêtres du bassin (situation, voir tableau 2. -3, p. 30, et fig. I. -2,p. 17) est équipé d'un limnigraphe enregistreur ALPINA, type HWK P 10. Ces appareils sont entrés en fonction à la fin du mois de mars 1967; auparavant, les mesures de niveau étaient faites au moyen d'une sonde manuelle, une fois par semaine environ; à La Brévine, un limnigraphe enregistreur de marque israélienne a fonctionné de février 1965 à fin mars 1967. Le tambour enregistreur des appareils HWK P 10 fait un tour par mois; l'échelle des hauteurs est de 1: 200. En raison de la profondeur relativement grande du niveau piézométrique, de l'amplitude élevée de ses varia- tions, et du petit diamètre des piézomêtres (environ 100 mm), le tambour du câble du flotteur a dû être muni d'un servo-moceur à piles. Pour protéger les instruments du froid, la cabine qui les abrite est munie d'un chauffage à gaz alimenté par des bouteilles autonomes, fonctionnant sans interruption pendant la saison d'hi- ver. Les mesures du niveau piézométrique réalisées à ces stations de 1964 à 1969 sont présentées à la fig. 4. - 3. 1.3.2. Détermination de la surface piézométrique. La détermination du système d'écoulement souterrain (UHG. ) exige la connaissance de la surface piézomé- trique (UHG-) (paragraphe 1.1). Cette surface est variable dans le temps; lors de toute opération réalisée sur UHG. (opération abstraite ou étude appliquée tels qu'essai de traçage, mesure de paramètres physiques ou chimiques de l'eau, etc.) on doit donc expliciter la position de UHG,.. Celle-ci peut être définie pour un in- stant donné (on suppose alors que l'écoulement est permanent), ou pour un intervalle donné (le régime est transitoire). La surface piézométrique a été construite pour un état du système correspondant à un débit d'environ 3 1,25 m /s à l'exutoire, celui-ci étant dans sa phase de tarissement; ce débit est dépassé 285 jours par an (pour la période 1959-1969; fig. 4.- 18). Dans cette situation, l'altitude de la surface piézométrique aux points d'observation est la suivante: La Brévine 990 m Le Cachot 1001 m La Clé-d'Or 1009 m Le Brouillet 1009 m Les Verrières 822 m La construction de la surface piézométrique fait appel aux hypothèses suivantes : 1. H 2. - 2. La perméabilité des calcaires est homogène et isotrope. 2. Les niveaux piézométrique s observés sont représentatifs de la surface piézométrique aux environs du point considéré; l'influence des piézomêtres sur la surface supérieure de la zone noyée est négligeable. 3. Entre deux points d'observation et à une distance suffisante d'un exutoire, la structure des limites im- perméables est telle que la surface piézométrique a la configuration de celle d'une nappe plate (CASTANY, 1968, p. 79); au-delà des points d'observation les plus éloignés d'un exutoire, la surface piézométrique est O OD OO — W W O O O co O Ci m 03 O O O O O 0¾"' O H 99 128,65 86,94 22,07 55,39 construite par extrapolation. Ces hypothèses conduisent à une représentation très approximative de UHG-. En particulier, l'effet de l'hété- rogénéité de la perméabilité et de la présence d'un piézomètre sur la surface supérieure de la zone noyée doit être souligné (KIRALY, 1969 d; SIMEONI et TRIPET, 1970). La surface piézométrique ainsi construite est illustrée à la fig. 2.-6 (p. 36). Son intersection avec les limi- tes imperméables définit, sur la carte, les limites du système. Celles-ci ne sont pas confondues avec celles du bassin-versant; entre deux, prend place une zone de ruissellement souterrain. L'intersection de la surface piézométrique avec le mur des marnes purbeckiennes détermine les limites de la zone noyée. Le planimétrage de ces différentes zones, pour les conditions représentées à la fig. 2. - 6, donne les résultats suivants : 2 Surface (km ) Bassin total Bassin de La Brévine Zone de ruissellement souterrain Zone noyée libre Zone noyée captive 9,48 Bassin des Verrières 41,71 Zone de ruissellement souterrain 21,58 Zone noyée libre 16,18 Zone noyée captive 3,95 L'examen de la fig. 2.-6 montre que les lignes d'écoulement convergent, de chaque extrémité de la vallée de La Brévine, vers cette dernière localité; elles franchissent la chaîne anticlinale grâce à la dépression axiale du Bois de l'Halle, où le toit de l'Argovien s'abaisse jusqu'à la cote de 980 m environ,- elles sont alors drainées par l'extrémité orientale du synclinal des Verrières, et rejoignent le système d'écoulement propre au syncli- nal des Verrières dans la région de la source de l'Areuse. L'ensellement du Bois de l'Halle constitue ainsi l'exutoire du système d'écoulement du synclinal de La Brévine; il joue le rôle d'un déversoir souterrain. Les données à disposition ne permettent cependant pas d'estimer d'une façon satisfaisante le débit propre aux deux bassins partiels; on se contentera donc de faire cette répartition en décomposant le débit total de la sour- ce en deux fractions, dont les rapports sont égaux aux surfaces des deux bassins-versants (68 % pour La Brévine, 32 % pour les Verrières). La surface piézométrique a été construite pour d'autres états du système d'écoulement; nous avons pu consta- ter que par hautes eaux, les limites du système, en plan, se déplacent relativement peu (chapitre 5, paragra- phe 3.1): cependant, dans des conditions exceptionnelles, il est possible qu'un second déversoir fonctionne entre les deux synclinaux, au NNW des Bayards (aux environs du point de coordonnées 529,3/198,3); l'existen- ce de ce second déversoir avait été envisagée par RICKENBACH ( 1925, p. 69). Il a été vu plus haut (paragraphe 1.2.5) que le piézomètre des Verrières n'est vraisemblablement pas en re- lation avec le système d'écoulement des calcaires du MaIm,- la cote de 822 m admise pour construire la sur- face piézométrique dans la région des Verrières n'est donc pas satisfaisante; la surface représentée à la fig. 2. - 6 a cependant été utilisée pour le dimensionnement du modèle RC. Les mesures réalisées sur le mo- dèle en régime permanent ont montré que l'on pouvait admettre, pour les conditions de la fig. 2. - 6, une cote de 810 m pour la surface piézométrique aux Verrières, et de 812 m à l'extrémité NW du système. 100 1.4. Le régime de l'écoulement souterrain. 1.4.1. Schéma théorique du régime de l'écoulement souterrain. 1. Remarques préliminaires. 1. L'hétérogénéité de la perméabilité de l'aquifère (paragraphe 1.2.4) n'a pas pu être prise en considéra- tion dans la détermination du système d'écoulement souterrain, faute de données. L'analyse du régime de l'écoulement souterrain tient compte de la répartition hétérogène de ce facteur; elle a pour but d'examiner le rôle joué dans l'écoulement par les divers types de fissures, classées selon leur perméabilité. 2. L'eau souterraine circule dans des joints d'écartement varié; leurs caractères géométriques et par con- séquent leur perméabilité, sont distribués d'une façon continue. On peut admettre que la répartition de l'ouver- ture des fissures obéit à une loi lognormale, les joints les plus ouverts étant les moins fréquents (SNOW, 1970). 3. En raison de la distribution hétérogène du facteur K, on doit admettre que le système d'écoulement "régional" dont la source de l'Areuse constitue l'exutoire comprend des systèmes d'écoulement locaux, dé- pourvus d'exutoire superficiel; les relations mutuelles de ces différents systèmes varient avec les conditions d'alimentation; c'est pourquoi il est indispensable de définir la position de la surface piézométrique avant toute considération sur le système d'écoulement souterrain (paragraphe 1. 3. 2). 4. Hypothèse: La configuration des zones très perméables dans le système d'écoulement "régional" peut être représentée par un graphe appelé "arborescence" (KIRALY1 1969 d); l'exutoire est la "racine" de l'arborescence et les sommets qui ne sont suivis d'aucun autre sont appelés "feuilles" ou "sommets pen- dants" (SCHEIDEGGER, 1968, fig. I). Le réseau constitué par les zones très perméables draine l'ensemble du massif; plus ce réseau sera ramifié, meilleur sera son pouvoir drainant. Les fissures sont ainsi séparées en deux classes : très perméables et peu perméables. Cette distinction n'est pas contradictoire avec la loi de répartition lognormale admise sous chiffre 2; le régime du système d'écoule- ment dépendra surtout de la fréquence et de la configuration de deux types de joints : les plus perméab- les (= les plus rares ) et les plus fréquents (= les moins perméables); l'importance des classes intermédiaires sera moindre. Un schéma semblable est utilisé en hydrologie de surface (SCHEIDEGGER, 1968). Ceci suggère une analogie entre l'organisation des réseaux de drainage superficiel et souterrain. 2. Schéma théorique. Nous proposons donc le schéma théorique suivant pour le régime de l'écoulement souterrain en zone noyée (fig. 4.-4): Les joints sont répartis en deux classes : les plus perméables, qui sont aussi les plus rares, nommés joints de 2e ordre, et les moins perméables, joints de 1er ordre (voir ci-dessus, chiffre 4). 1. En période de crue, les joints de 2e ordre, alimentés directement par infiltration, se mettent rapidement en charge; ils sont responsables du débit élevé de la source. En raison de la plus grande perméabilité, le ni- veau piézométrique de ce système est plus élevé que celui du système de 1er ordre; il existe donc un gradient hydraulique dirigé vers celui-ci, et le système de 2e ordre alimente les joints moins perméables par injection (fig. 4.-4, phases 2 et 3). 101 J^v1V Débit du "système de 1eordre,, Q= débit Vi= réserve du "système de Fordre, 2. 3. U. II I I II I I II I U 5. II 6. II; 7. Ô. Légende: I joints du"système de 1eordre,, II joints d u" system e de tordre „ 7\sens de l'écoulement sens de la variation de la surface piézométrique 4 Schéma théorique du régime de l'écoulement souterrain. 102 2. La charge diminue dans les joints les plus ouverts, provoquant la décrue de la source. L'alimentation du système de 1er ordre se poursuit à partir des fissures larges et par infiltration verticale diffuse; l'apport dû à ces deux types d'alimentation diminue, sans que l'on puisse préciser lequel devient le plus vite négligeable, ni â quel instant ' (fig. 4. - 4, phases 4 â 7). 3. Au moment où le gradient hydraulique entre les deux systèmes est inversé, les joints de 2e ordre fonc- tionnent comme un réseau de drains vis-à-vis des fissures moins ouvertes, dont le débit commande dès lors le régime du système d'écoulement (fig. 4. -4, phases 6 à 8). 4. Lorsque l'alimentation du système de 1er ordre est devenue négligeable, le régime d'exutoire peut être qualifié de "non influencé"; ce stade est celui du tarissement (fig. 4. - 4, phases 8 et 1 ). 3. Remarques finales. 1. Ce schéma théorique n'est pas en contradiction avec les observations réalisées en France par R. THEROND (notamment à la source karstique de Fontaine-L'Evêque, bassin du Verdon; communication personnelle), ni avec les crues brutales observées dans certaines cavités souterraines, comme la Luire (Vercors) (BOUIX et GIAUQUE, 1969). 2. Les relations hydrauliques mutuelles entre les deux classes de joints illustrées à la fig. 4.-4 sont analo- gues, en première approximation, aux relations entre un cours d'eau et sa nappe alluviale (CASTANY, 1963, p. 498-507). Ce schéma conduit à une analogie entre le régime d'un écoulement superficiel et celui d'un écou- lement souterrain en roche fissurée; le système de 2e ordre est équivalent à un réseau de drainage superfi- 21 ciel, le système de 1er ordre étant équivalent à une nappe en terrain à porosité d'interstices . 3. Aux paragraphes 1.4.2 et 1.4.3, le régime du système d'écoulement sera étudié respectivement c-n pé- riode de tarissement et de crue; cette étude a pour but d'examiner si les observations sont contradictoire- avec le schéma théorique. Par contre, le régime de décrue (fig. 4. - 4, phases 4 à 7) ne sera pas étudié quan- titativement; il est le siège de phénomènes complexes (influence de l'apport dû à l'infiltration, et des joints de perméabilité intermédiaire). Ce point a été abordé par divers auteurs. SCHOELLER (1967 b) aborde l'étude de la vidange des réservoirs karstiques en considérant Ia diminution continue de la perméabilité moyenne de l'aquifère, et en admettant que le régime est réellement non influencé (influence de l'infiltration négligeable); MANGIN (1970) au contraire étudie quantitativement la fonction q = f (t), où q = débit glo- bal d'infiltration. A la fig, 4. - 4, l'alimentation à partir des fissures larges devient négligeable à la phase 5 (inversion du gradient), et l'apport dû â l'infiltration s'annule à la phase 7. 2) ' Cette analogie implique l'hypothèse que les zones peu perméables entre les joints de 2e ordre ont une perméabilité homogène et isotrope; cette approximation est plus satisfaisante que celle représentée par l'hypothèse H 2. - 2 (chapitre 2, paragraphe 5). 103 1.4.2. Régime en période de tarissement. 1.4.2.-1. Courbe de tarissement de la source. Il existe une abondante littérature concernant l'analyse du tarissement des sources ou des cours d'eau super- ficiels. HALL (1968) a fait une revue des travaux consacrés â ce sujet, mentionnant les recherches faites non seulement dans les pays anglo-saxons, mais aussi dans d'autres pays, et notamment par les auteurs français, Les deux équations qui sont utilisées le plus souvent par l'école française pour représenter la courbe de ta- rissement des cours d'eau et plus particulièrement des sources, sont les suivantes : Q = Qoexp (-,et) (4.-1) Q = Q0 / (1 + rft)2 (4.-2) où Q = débit au temps t, Q = débit au temps t = 0, o< = constante, appelée coefficient de tarissement. Ces équations, établies par BOUSSINESQ (1877, 1904; in HALL, op. cit.), constituent par ailleurs les deux solutions pour n = 1 et n = 2, de l'équation différentielle dV/dt + KVn = 0 (4.-3) où V = volume d'eau emmagasiné (capacité d'emmagasinement, CASTANY, 1963), K et n = constantes, ainsi que l'ont montré COUTAGNE (1948) et SCHOELLER (1962), qui donnent des solutions de la relation (4.-3) pour diverses valeurs de n. La loi exponentielle (4.-1) a été admise pour étudier la courbe de tarissement de la source de l'Areuse. Elle s'applique aux cas suivants: - Ecoulement d'une source provenant de capacités profondes, et dans bien des cas, débit d'un bassin hydro- graphique a partir du moment où il n'est plus alimenté que par les réserves du sol, plus ou moins profondes (COUTAGNE1 1948, p. 419). - Vidange d'une nappe captive en régime laminaire, ou d'une nappe libre si sa surface est peu modifiée au cours de la vidange (SCHOELLER, 1962, 1967 b). - Vidange d'un réservoir à travers un bouchon poreux (ROCHE, 1963). - VENETIS ( 1969 ) obtient également cette expression en résolvant l'équation différentielle régissant l'écou- lement d'une nappe libre profonde. Ces conditions ne sont pas en contradiction avec celles qui caractérisent le régime de tarissement du systè- me étudié, décrites au paragraphe 1. 4.1. Les conditions climatiques particulières du bassin étudié sont responsables de la fréquence élevée des crues de l'exutoire, et par conséquent de la courte durée des périodes de régime non influencé; les manoeuvres de la vanne du lac des Taillères, qui ont lieu surtout par basses eaux, influencent fréquemment le régime de la source en période de tarissement. Dans la période 1959-1969, 67 hydrogrammes se prolongeant au-delà de la décrue rapide ont néanmoins pu être sélectionnés; les critères de choix étaient: 104 1. L'hydrogramme ne présente aucune crue secondaire pendant les 10 premiers jours à partir du débit de pointe. 2. Cet intervalle de 10 jours ne présente pas deux jours successifs où des précipitations supérieures à 1 mm ont été observées (lame d'eau moyenne pour l'ensemble du bassin). 3. L'apport dû à la fonte de la neige est nul ou négligeable. L'examen de ces hydrogrammes reportés sur papier semi-logarithmique montre qu'à partir d'une dizaine de jours, et pour des débits inférieurs à 1 - 2 m. / s, ils tendent à s'aligner sur une même droite, correspondant à l'exponentielle Q=Q exp ( - 0,026 t) (4.-4) où Q est exprimé en m / s, et t en jours. Cette expression est admise comme la loi de vidange unique du bassin en régime non influencé. VENETIS (1969) montre qu'en l'absence d'alimentation un aquifère est caractérisé par une courbe de tarissement unique,- les conditions initiales n'exercent une influence sensible que pendant un intervalle relativement court, un mois dans le cas le plus défavorable. A la fig. 4.-5 sont représentées quatre des périodes ainsi sélectionnées; l'intervalle du 19.6 au 9.8 1964 (durée 51 jours) est le plus long qui ait été choisi. Q(m3/S) 1964 10.0 Fig. 4.-5 Hydrogrammes de tarissement. Source de l'Areuse. (1959 et 1964). 105 1.4.2.-2. Variation du niveau piézométrique en période de tarissement. Les caractéristiques du régime de la source sont Ia résultante des facteurs hydrologiques du bassin dans son ensemble; par contre, les variations du niveau piézométrique en un point du système dépendent essentielle- ment des conditions locales. Sur les limnigrammes enregistrés aux piézomêtres on distingue généralement, après une crue, un abaisse- ment rapide du niveau auquel succède une décroissance plus lente. Ces courbes diffèrent cependant dans une large mesure d'un piézomètre à l'autre; elles sont souvent caractérisées par des points singuliers qui appa- raissent pour une cote bien définie du niveau de l'eau, soit pendant la décrue rapide, soit en période de taris- sement de l'exutoire, et que l'on admet être en relation avec l'hétérogénéité des propriétés physiques de l'aqui- fère. A la fig. 4.-6 sont reproduits les enregistrements de niveau pour les quatre piézomêtres de la vallée de La Brévine, pour un intervalle d'une vingtaine de jours à partir d'une crue,- les points singuliers visibles sur cer- taines de ces courbes et soulignés par une__^ ne sont pas en relation avec une alimentation extérieure. Au Cachot, au Brouillet et aux Verrières, le niveau s'immobilise lorsqu'il s'est abaissé jusqu'à une altitude bien définie : h = cote a laquelle le cote atteinte n jours niveau s'immobilise après une crue Le Cachot h = 1000,5 à 1000,8 m n généralement 20 m /s, on obtient les paramètres suivants (Q en m /s, t en jours): Date Q0 (réel) Q (théorique ) /» o< = u ¦ WQ ( théorique ) 4. 1.1960 10.11.1961 16.12.1962 2. 1.1967 33,8 23,6 36,8 34,6 89 34,4 178 64 0,089 0,121 0,143 0,089 0,84 0,71 1,91 0,71 Q (réel) = débit de pointe observé (t = 0) Q (théorique) = débit tiré de la droite -=- = f (t), pour t = 0 Remarques : 1 1. Lors du report graphique de -JZ^ en fonction de t (étudié jusqu'à t = 3 jours), les points s'alignent bien selon une droite, pour t >1 jour. Choisies parmi les 67 hydrogrammes sélectionnés pour l'étude du tarissement. 110 2. Trois valeurs de oC sont groupées (0,7 - 0,8); cependant, comme on pouvait le prévoir, ce coefficient peut varier d'une décrue â l'autre; en effet, le régime de la décrue dépend des conditions d'alimentation, alors que le régime de tarissement est influencé par ce facteur d'une façon négligeable. Le nombre de décrues étu- diées ne permet cependant pas de rechercher une relation entre o< et un paramètre naturel. 1.4.3.-2. Relations entre débit Q et hauteur piézom étriqué H. Si Q = % (1 + * t)2 H alors H __ 0 1 +oC t et Q = H £ 0 où H = niveau piézom< temps t = 0. (4.-2) (4.-5) (COUTAGNE, 1948) (4.-6) Pour un piézomètre en relation avec des joints du système de 2e ordre, l'équation (4.-6) doit s'appliquer en période de crue. De l'examen de la fig. 4.-4 c, on peut déduire que les fluctuations de H observées dans un piézomètre seront d'autant plus atténuées que la perméabilité des joints avec lesquels il est en relation est faible. Si ces variations atténuées de H sont à peu près proportionnelles à celles propres au système de 2e ordre, la fonction (4..-6) restera valable, mais le rapport Q / H ^ augmentera; si cette relation de propor- tionnalité n'est pas réalisée, la fonction (4.-6) ne sera pas vérifiée. La relation (4.-6) a été étudiée pour les cinq piézomètres du bassin. Les résultats sont présentés au tab- leau 4. - 6 et à la fig. 4. - 8. L'étude a été réalisée de la manière suivante : 1. Hypothèse : le régime de décrue du débit au seuil du Bois de l'Halle obéit à la même loi que celui de la source de l'Areuse. 2. Choix des crues étudiées : le débit de pointe de la source doit être supérieur au double du débit précé- dant la crue. 3. Pour chaque crue considérée, on reporte sur du papier log-log le débit de pointe en fonction de la hau- teur piézométrique maximum f pour un piézomètre déterminé (à condition que le piézomètre en question ait été sensible à la crue). L'opération est répétée pour chaque piézomètre. 4. Les hauteurs piézométriques sont lues au-dessus de la cote de référence 986,5 m (altitude admise pour le seuil du Bois de l'Halle, voir paragraphe 1. 4. 2. - 2). Pour les Verrières, la cote de référence est 793 m, altitude de la source (on admet qu'en période de crue, l'écoulement au voisinage du piézomètre des Verrières est en relation directe avec le système d'écoulement dans les calcaires du MaIm ). Valeurs instantanées lues sur les enregistrements. Ill 10O9.mVs, LABREVINE 10 _ T-----T-TTTTTI Him) 100 «oo^,m3/s> LE CACHOT 10 _ "1-----1 IMIII' 10 "I-----1—TTTTTl H(m) 100 ioo£,n,,ftl 10 _ LA CLE D'OR "I i r~i i il ir 10 "I-------1-----TTTTTTl HIm| 100 O ImVs) LE BROUILLET 100 -, 10 _ T--------1—I IMIII 10 "T I I TTTTTl Him) 100 iooHtm3/sl 10 _ LES VERRIERES T_-T TTTTTT 10 "T I I I TTTTl H (m) 100 Fig. 4.-8 Relation entre le débit de la source et le niveau de l'eau dans les piézomètres lors d'une crue. 112 5. Une droite de la forme log Q = log a + 2 log H passant par les points du graphique est tracée par estimation. 6. Le coefficient de corrélation est calculé selon la formule donnée par SPIEGEL ( 1961 ) : r = Wl- Sy*x (4.-7) où r = coefficient de corrélation Sy = écart type sur y y x y ¦ yest)2 -------------------- = erreur standard d'estimation (4.-8) N = nombre de paires de valeurs y est représenté par Q (m /s), et x par H (m). Tableau 4.-6 Paramètres concernant la relation entre Q et H S yx % Piézomètre r (m3/s) N a = ~ H O La Brévine 0,571 8,54 44 0,080 Le Cachot 0,910 4,14 37 0,015 La Clé-d'Or 0,581 8,99 39 0,018 Le Brouillet 0,937 2,88 22d 0,018 Les Verrières 0,829 5,09 28 0,008 On constate qu'il existe une relation entre Q et H . Cette étude ne constitue cependant pas une méthode de mesure de la perméabilité de l'aquifère. Le paramètre a = -----y t fonction de l'inverse de la perméabilité, H l o est aussi fonction de l'inverse de la distance par rapport à l'exutoire; ceci apparaît au tableau 4. - 6. Le coef- ficient de corrélation, lié à la manière dont la relation (4.-6) s'applique aux joints représentés localement, dépend également des conditions locales d'alimentation,- l'influence des conditions d'alimentation sur les varia- tions du niveau de l'eau peut en effet se manifester différemment d'une région à l'autre du système. L'examen des relations entre Q et H en période de crue met cependant en évidence le contraste entre ce ré- 2 girne (Q proportionnel à H ) et celui de la phase de tarissement (Q proportionnel à H), Seuls les points pour lesquels H >31 m ont été considérés. 113 1.4,3.-3. Conclusions au paragraphe 1.4.3. L'examen des crues permet de constater qu'elles se produisent à peu près simultanément à la source et à chaque piézomètre,- le déphasage, qui ne va pas toujours dans Ie même sens, est le plus souvent inférieur à 12 heures. Par contre, une crue se manifeste en général environ 1 jour après l'averse. On peut tirer de ces observations les conclusions suivantes: 1. Le caractère simultané des crues observées dans les piézomètres et à la source indique que la transmis- sion des pressions dans le système de 2e ordre est très rapide; ce phénomène ainsi que le caractère brutal des décrues de la source indiquent que la réserve de 2e ordre est selon toute vraisemblance située en zone noyée; l'apport différé par infiltration verticale décroît rapidement après la crue. 2. Cette transmission rapide des pressions se produit d'une manière analogue dans un réservoir de surface (LINSLEY et al., 1949, p. 486). Cette remarque, ainsi que la validité de l'équation (4.-2) pour représenter le régime en période de crue, sont en accord avec l'analogie proposée entre le système de 2e ordre et un ré- seau de drainage superficiel. 1.4.4. Conclusions à l'étude du régime de l'écoulement souterrain. 1. Dans l'étude du régime de l'écoulement souterrain, il n'est pas apparu de contradictions entre les obser- vations et le schéma théorique de l'écoulement souterrain. 2. U n'est pas apparu de contradiction avec l'hypothèse de l'existence du seuil du Bois de l'Halle,- l'altitude admise pour ce déversoir souterrain est de 986,5 m. 3. L'étude du régime de l'écoulement souterrain laisse présumer que la réserve est située en zone noyée, et que le volume d'eau emmagasiné dans la zone d'infiltration est relativement faible. 4. L'étude des fluctuations de la surface piézométrique a permis de mettre en évidence l'effet de l'hétérogé- néité des propriétés physiques de l'aquifère (fig.4.-6 et 4. - 7). En raison de la multiplicité des formes d'hétérogénéités possibles, l'interprétation des limnigrammes observés ne peut cependant pas, à notre con- naissance, constituer une méthode de détermination du champ des perméabilités. 5. Pour obtenir des données sur le champ des potentiels hydrauliques et des perméabilités, il serait impor- tant de mesurer la valeur ponctuelle du potentiel hydraulique dans les puits et piézomètres, à diverses pro- fondeurs (paragraphe 1. 2. 4). 6. Les conclusions du paragraphe 1.4.2. montrent qu'il est possible de simuler le régime du système de 1er ordre par un modèle électrique RC; par contre, celui-ci ne sera pas valable pour étudier le régime des joints les plus perméables. 7. Le schéma théorique de l'écoulement souterrain autorise à analyser le débit de la source par des métho- des d'hydrologie de surface (paragraphe 2). 114 1.5. Relations encre le débit de la source et les facteurs météorologiques. Après l'étude du régime de l'écoulement souterrain et des relations entre la hauteur piézométrique en diffé- rents points du bassin et le débit à l'exutoire, l'influence de l'alimentation sur le système d'écoulement sera esquissée: 1. Par la présentation de quelques paramètres du cycle hydrologique sous forme de graphiques synoptiques; 2. Par l'étude d'une relation empirique entre le débit de crue de la source et quatre paramètres de l'alimentation. 1.5.1. Représentation synoptique de quelques paramètres du sycle hydrologique. Ces paramètres, représentés aux fig. 4.-9.1 et 4.-9.2, sont les suivants: 1. Pression barométrique à La Chaux-de-Fonds (moyennes journalières observées à la station météorologi- que de l'I.S.M.). 2. Précipitations. 1959-1963: lame d'eau moyenne journalière tombée sur le bassin, calculée de la même manière que les valeurs du tableau 3. - 4. 1964-1969 : précipitations journalières observées à la station plu- viométrique I.S.M. du Locle. 3. Indice de saturation, calculé par la formule utilisée par CHIDLEY (1969): (API)t+1 = 0,9 (APl)t + Pt (4.-9) Valeur initiale : Pi P? Pn P™ (API) = -L + -1 + .... +_"+... + -i°- 12 n 30 ou (API) = indice de saturation du jour t P = précipitations du jour t P = précipitations n jours avant le jour zéro. Valeur utilisée pour P: lame d'eau moyenne tombée sur le bassin. 4. Niveau piézométrique à La Brévine (identique à fig. 4. - 3). 5. Débit de la source de l'Areuse, reporté d'après un graphique dessiné par une calculatrice IBM 1130 (cha- pitre 3, paragraphe 2.3). 6. Température de l'eau mesurée à la source de l'Areuse, au moyen d'un thermomètre gradué en 1/10 C. O O I I I 4- O I___L 3 3 Sx- oï O O I I I I I I I ai -J X- O O •a fi' TJ 3 a o ¦v m .S' C re o. CD -Q C EL C a C O >< a H o, o* ?-- C U) ai 3: > m > C l/> O C 31 O m a m o C ¦X} s O m z g o m o n % c SJ > 1~ O *< t 3 t O Ui O) > > U) O) > . JEçj*-- U) co O o a £1 115 1.5.2. Etude d'une relation empirique. Apres plusieurs essais, la fonction suivante a été prise en considération: Q = f (Pt-1 , Pt_2 , N , APIt_2) (4.-10) où Q = débit de pointe d'une crue (m /s ), P , et P _ = lame d'eau moyenne tom- bée sur le bassin respectivement 1 et 2 jours avant la crue (mm), N = numéro d'ordre de la semaine (N = 1 du 1 au 7 janvier), API „ = indice de saturation pour le 2e jour avant la crue (mm). Cette relation a été établie au moyen d'un procédé graphique décrit par EZEKIEL (LINSLEY et al, 1949, p. 645); les courbes représentées aux fig. 4. - 10.1 à 4. - 10. 4, ont été obtenues par deux approximations successives (courbes empiriques déterminées par moyennes de groupes de points). Pour déterminer Q â par- tir des quatre variables indépendantes, on lit y = f (P ) (valeur provisoire de Q) sur la fig. 4. - 10.1, puis A y = f (P _), A y = f (N), Ay = f (API „) sur les fig. 4. - 10.2 à 4. - 10. 4; la somme des quatre ter- mes donne la valeur définitive de Q. La fonction ( 4. - 10) a été établie pour des périodes sans variation de la réserve nivale; le coefficient de cor- rélation est le suivant: r = 0,893 (4.-7) Erreur standard s'estimation: S = 4,14 m3/s (4.-8) y.X * ' Nombre de groupes de valeurs : N = 235 Le coefficient de corrélation pourrait être sensiblement amélioré en tenant compte d'une 5e variable: la ré- partition spatiale des précipitations; ceci pourrait être réalisé d'une façon simple en éliminant des cas étu- diés les données provenant d'averses très localisées, qui sont représentées aux fig. 4. - 10.1 à 4. - 10. 4 par les points montrant le plus grand écart par rapport à la moyenne. Les relations des fig. 4. -10.1 à 4. - 10. 4 ont été utilisées pour calculer le débit de pointe pour des périodes de variation de la réserve nivale. Ceci oblige à recalculer P et API en tenant compte de la lame d'eau libérée ou prélevée quotidiennement respectivement par la fonte ou l'accumulation de la neige. L'équivalent en eau de la couche de neige n'étant calculé qu'une fois tous les 10 jours, on obtient les valeurs quotidiennes par inter- polation: cette opération ne donne pas des résultats très satisfaisants. La relation (4.-10) appliquée à 52 crues en période de variation de la réserve nivale conduit au coefficient de corrélation suivant: r = 0,674 (4.-7) Erreur standard d'estimation: S = 5,61 m3/s (4.-8) y -x % ' 116 Y= Débit ÇHm3/s) X1= Pt-I (mm) 1 » . ÛY • 20. 10 20 AY » Débit I In3Zs) Xj = Pt-2 [mm] t ' JQ to SO 60 70 X, •20 •10 i " rtO .-20 10 20 30 40 SO 60 70 X-; Fig. 4. - 10.1 et Relations entre le débit de crue de la source et les facteurs météorologiques. 4.-10.2 117 li D»S InIj1I «r *"l-I --TT !:\L— _j___i- —------------ ---------s— M à ;¦ H B A ¦b «I D lit M ùg ¦* Fig. 4. - 10. 3 et Relations entre le débit de crue de la source et les facteurs météorologiques. 4.- 10.4 118 2. ANALYSE DU REGIME DE LA SOURCE 2.1. Méthode analytique. Le schéma théorique de l'écoulement souterrain permet de proposer une analogie entre son régime et celui d'un système de drainage superficiel; dans le cadre de cette analogie, on a les équivalences suivantes : système de 2e ordre = réseau de drainage superficiel système de 1er ordre H nappe en terrain à porosité d'interstices débit du système de 2e ordre = écoulement direct (ou ruissellement) débit du système de 1er ordre = débit de base Les relations hydrauliques entre l'ensemble des joints de 1er et de 2e ordres peuvent donc être décrites, en première approximation, de la même manière que les relations entre un cours d'eau superficiel et sa nappe alluviale (paragraphe 1.4). Grâce à cette similitude, une analyse du régime de la source a été entreprise par une méthode d'hydrologie de surface. La méthode, décrite par SITTNER et al. ( 1969), permet de calculer la valeur du débit de base G„ au temps t„, en fonction de G. au temps t , et de Q. et Q., débit total respectivement pour t. et t„. Cette mé- thode est établie de la façon suivante : 1. On part de l'hypothèse qu'il existe une relation entre le débit de base et le ruissellement. Dans le cas pré- sent, cette hypothèse est en accord avec le schéma théorique cité plus haut, qui implique une relation hydrauli- que entre les systèmes de 1er et de 2e ordres. 2. Le débit de base représentant la décharge des eaux souterraines, on peut introduire la notion de recharge des eaux souterraines ("inflow to ground water"). Il existe également une relation entre rechar- ge des eaux souterraines I, et ruissellement Q - G; on peut poser en première approximation: I = 2 (Q - G) (4.-11) 2, rapport entre la valeur instantanée de I et de Q - G, peut être constant ou variable; il sera déterminé em- piriquement. 3. Lorsque 2 est connu, il est possible de calculer l'hydrogramme relatif au débit I, grâce à l'équation (4. - 11). Cet hydrogramme, traité par une méthode de calcul de la propagation des crues, permet d'obtenir l'hydrogramme du débit de base. Cette transformation est obtenue par la méthode de MUSKINGUM (LINSLEY et al., 1949, p. 502-503). SITTNER et al. (op. cit.) donnent, finalement: (Z) (C0) (Q1 + Q2) + (G1) (C2 - Z C0) G = ----------------------------------------------------------------------- (4.-12) (1+2 Co) où C O C2 0,5 (t2 - t ) K + 0,5 (t2 - U1) K - 0,5 (t2 - tx) K + 0,5 (t2 - C1) 119 et, dans le cas où le tarissement du débit de base obéit à la loi exponentielle -oCt G=Ge o K = TT Cette formule permet, pour un pas de temps donné t„ - t , de déduire de proche en proche l'hydrogramme du débit de base â partir de l'hydrogramme relatif â I. Rappelons que dans le cas présent, I est le débit d'alimentation du système de 1er ordre, alors que G repré- sente la décharge de ce système. L'équation (4.-12) comprend une simplification de la méthode de MUSKINGUM, impliquant l'hypothèse sui- vante : l'emmagasinement dans le système est fonction de la décharge G uniquement, et ne dépend pas de I. Ce postulat peut être accepté dans le cas présent, si l'on admet que le système de 1er ordre est rechargé si- multanément en de nombreux points par un ensemble de larges fissures suffisamment ramifiées,- ainsi, la crue dans le système de 1er ordre ne se propage pas comme une onde, mais se produit en chaque point d'une façon à peu près synchrone ("reservoir action" de LINSLEY et al., op. cit., p. 486-487). Dans le cas présent, le principe de cette méthode peut être illustré par l'organigramme suivant: I P / 4 G Alimentation du système d'écoulement souterrain 1. Ecoulement dans le système de 2e ordre 2. Recharge du système de 1er ordre, selon le schéma proposé au paragraphe 1. 4.1 3. Relation (4.-11) 4. Ecoulement dans le système de 1er ordre et relation ( 4. - 12 ) 2.2. Détermination de Z. 2.2.1. Relation entre le débit de pointe des systèmes de 1er et 2e ordres Afin de mettre en évidence l'existence d'une relation entre l'écoulement dans le système de 2e ordre et la re- charge des eaux souterraines, la fonction AQ. = f (Q) a été étudiée, où Q = débit de pointe d'une crue, et A Q. = gain de débit propre aux fissures de 1er ordre, dû a la crue (fig. 4.-11). 120 Hypothèses: H 4.-2. Le débit de pointe est attribué dans sa totalité au système de 2e ordre, conformément au schéma théorique de l'écoulement. H 4.-3. La recharge du système de 1er ordre est accomplie au moment de la pointe du débit total; cette hy- pothèse n'est pas conforme au modèle théorique, il est cependant utile de l'introduire en première approxima- tion. Les crues considérées étaient isolées ou groupées par 2 ou par 3, chaque crue ou groupe de crues étant pré- cédé et suivi d'un état voisin du tarissement; on obtient la relation suivante: AQ = 0,116 + 0,0138 Q Nombre de paires de données : 68 Coefficient de corrélation: r = 0,835 2.2.2. Détermination de Z, 1ère approximation. I = f (Q-G) (4.-11) est déterminé, en première approximation, par l'analyse d'un certain nombre de crues isolées ou groupées par 2 ou par 3, chaque crue ou groupe de crues étant précédé et suivi d'un état de tarissement. Cette étude comprend trois étapes : 1. Implique les hypothèses H 4. - 2 et H 4. - 3. On calcule A V. et V.. sur les hydrogrammes sélectionnés, où AV. = volume emmagasiné lors de la crue par le système de 1er ordre, et restitué à l'exutoire lors de la décrue et du tarissement, et Vn = volume évacué lors de la crue et de la décrue par le système de 2e ordre. Ceci est illustré à la fig. 4. - 11. 37 crues ou groupes de crues ont été ainsi étudiés. Les valeurs de à V. ont été reportées en fonction de Vn à la fig. 4. - 12. La relation entre ces deux facteurs, qui n'est pas linéaire, a été déterminée par calcul des moyennes de groupes de points. On obtient: 1. Pour X < 3,0 • 106 m3 : Coefficient de corrélation: r = 0,71 (4.-7) Erreur standard , d'estimation: S = 0,34 ¦ 10 m (4.-8) y ¦ x v ' Nombre de paires de valeurs: N = 28 2. Pour X > 3,0 • 106 m3 : y = constante = 1,8 • 10 m S = 0,39 ¦ 106m3 (4.-8) y -x ^ ' N = 9 2. En deuxième approximation, on remplace l'hypothèse H 4. - 3 par H 4.-4 et H 4.-5: H 4. - 4. La recharge du système de 1er ordre est réalisée pendant tout l'intervalle de temps où Q - G i= 0. H 4. - 5. 2 = I/ (Q-G) est constant pendant cet intervalle. 121 Débit A 1 / \ En blanc: ^0 ^4Pl N. débit du système ^^¾^^>:Cde,eo^drei=G, A / / , / A r/z///////,/,?,//*>,/,/////,///,/. Temps Débit A+B=AV1 Temps Fig. 4.- Il Analyse du régime de la source. Décomposition simplifiée de l'hydrogramme pour la détermination de A Q- = f (Q) et de AV. = f (V.,). 1. Crue isolée. 2. Deux crues rapprochées. Ceci permet de poser: AV. II Q - G = Z 3. A V1 = f (V ) n'étant pas linéaire, Z n'est pas constant. Comme l'ont fait SITTNER et al. (1969, p. 1013) nous avons recherché une relation entre Z et le débit total Q. Ceci a été réalisé grâce aux données recueillies sous chiffre 1; les valeurs de ^7___1_ étant des moyennes valables pour chaque crue respective, il fallait Z = V définir pour Q des valeurs II moyennes s'appliquant au même intervalle de temps. Pour chaque crue, la valeur de Q considérée, notée Q , est le débit moyen journalier pendant l'intervalle où Q - G 4s O. Le report graphique de AV1 —— en fonction de Q constitue la première approximation de Z = f (Q). 122 Y 3.0 Y = AVr (106m3) X= Vn (106m3) • Groupe de 2 ou 3 crues rapprochées • Crut isolée * 2.0 4 * * * * * . . jT * 1.0 ¦f* > • O^ y • ---------------------------------------------1------------------------------- -------------------1--------------------------------------------------1--------------------------------------------------1-----------'— i 0 1.0 2.0 3.0 4.0 5.0 6.0 X Fig. 4. - 12 Analyse du régime de la source. Etude de la recharge du système de 1er ordre : A V. = f (V.. ). 2.2.3. Ajustement de la fonction Z. La fonction Z a été ajustée par approximations successives à partir des valeurs citées ci-dessus; ces approxi- mations ont consisté à calculer l'hydrogramme relatif à G au moyen de l'équation (4.- 12), pour des périodes de plusieurs mois, et en admettant diverses valeurs de la fonction. Celle-ci a été modifiée jusqu'à ce que l'hydrogramme relatif a G soit aussi voisin que possible de la courbe des débits totaux, sans la dépasser. La relation suivante, représentée à la fig. 4. - 13, a finalement été admise : Si Q < 3,5m3/s --------*Z = 2,69 - 0,7 Q (4.-13) Si Q > 3,5 m3/s --------+Z = 0,25 (4.-14) Remarquons que ces résultats sont analogues a ceux obtenus par SITTNER et al. (op. cit., p. 1013). 2.3. Calcul de l'hydrogramme relatif à G. L'hydrogramme relatif a G a été calculé, grâce aux équations (4.-12), (4.-13) et (4.-14), pour la pério- de 1959-1969. G = f (t) a été reporté sur les graphiques du débit moyen journalier de la source, pour toute la période d'observation (fig. 4.-14.1 et 4.-14.2) Ces calculs ont été réalisés sur une calculatrice OLIVETTI Programma 101, au moyen d'un programme établi par B. MATHEY. Comme pour les essais du paragraphe 2.2.3., le pas de temps adopté est de 1 jour,- les va- leurs de Q utilisées sont les débits moyens journaliers de la source (Areuse/Saint-Sulpice), donnés par 123 Z 3.0 2.0 1.0 . Z= fCQ) avec: Z = —---- P-G et: I = débit d'alimentation du système de Ie ordre G= " de vidange N " P= i) total I.P.G : valeurs moyennes journalières,en m3/s 1.0 2.0 3.0 4.0 5.0 PIm3Zs) Fig. 4.- 13 Analyse du régime de la source. 2 = f (Q) pour les débits moyens journaliers. l'Annuaire hydrographique de la Suisse; G est donc lui aussi un débit moyen journalier. Dans ces conditions, les constantes de l'équation (4. - 12) sont: C = 0,01283 o C2 = 0,97433 c< = 0,026 Il faut remarquer que l'écart entre le modèle obtenu par cette méthode d'analyse et la réalité ne peut pas être évalué, si l'on ne dispose d'aucune méthode expérimentale pour déterminer l'hydrogramme relatif à G. On pourrait admettre que l'emmagasinement dans le système de 1er ordre ne dépend pas de G seulement, mais aussi de 1, et introduire ce paramètre dans le calcul de G; la fonction Z, purement arbitraire, pourrait être modifiée. Cependant, la comparaison visuelle des hydrogrammes relatifs à G et à Q, pour les 11 années étu- diées, permet d'admettre que la méthode donne des résultats acceptables. D'autre part, si l'analyse simplifiée de l'hydrogramme telle qu'elle est représentée à la fig. 4. - 11 ne corres- pond pas au schéma théorique de l'écoulement, les postulats sur lesquels est basée la méthode de MUSKIN- GUM n'y sont pas identiques non plus, pour l'intervalle critique situé entre le début de la crue et la pointe de l'hydrogramme de G. Une analyse plus approfondie de l'hydrogramme de crue d'une source karstique devrait comprendre des mesu- res directes concernant les diverses composantes de l'écoulement, par exemple l'étude de l'infiltration dans la zone non saturée (MANGIN, 1970), ou l'utilisation de traceurs, par exemple par dosage du tritium dans l'eau (CROUZET et al., 1970). 124 ETtJDE HVDROLOGIQUE DU BASSIN DE LA SOURCE OE L'AREUSE Débits moyens journaliers de la source en mVsec. Fig. 4.- 14.1 Hydrogramme de la source de l'Areuse, période 1959-1963. Débits moyens journaliers, en m /s. 125 Fig. 4. - 14. 2 Hydrogramme de la source de l'Areuse, période 1964-1969, Débits moyens journaliers, en m /s. 126 2.4. Décomposition du débit total. Le débit moyen journalier de l'Areuse à Saint-Sulpice est donné dans l'Annuaire hydrographique de la Suisse; les valeurs moyennes journalières de G sont calculées par la méthode indiquée au paragraphe 2.3. Par sou- straction, on obtient le débit moyen journalier du système de 2e ordre, Q-G. Les valeurs de G et de Q - G sont présentées sous forme de tableaux dans un autre travail (TRIPET, 1971). Au tableau 4.-7 sont notées les moyennes mensuelles et annuelles du débit total et de ses deux composantes, pour la période 1959-1969 (en m /s). Tableau 4.-7 Analyse du régime de la source. Moyennes mensuelles et annuelles de Q et de ses deux composantes. Janv. Févr. Mars Avr. Mai Juin Juil. Août Sept. Oct. Nov. Dec. DEBIT TOTAL Moyennes mensuelles 4.58 4,84 7.85 8.86 4.34 3.52 2.42 3.59 3 Débit annuel moyen 4.68 m /s DEBIT DU SYSTEME DE Ue ORDRE Moyennes mensuelles 3.57 2.94 4.43 5.25 3.33 3.62 6.49 7.18 2.79 2.35 1.42 2.63 3 Débit annuel moyen 3.49 m /s DEBIT Dû SYSTEME DE 1er ORDRE Moyennes mensuelles 2.64 1.99 3.39 4.02 1.25 1.21 1.37 1.68 1.55 1.17 1.00 0.96 g Débit annuel moyen 1.19 m /s 0.93 0.94 1.05 1.19 Les valeurs données dans ce tableau concernent le bassin dans son ensemble. Pour déterminer le débit respec- tif des deux bassins partiels de La Brévïne et des Verrières, on doit recourir à l'hypothèse H 4. - 1 : l'hydrogramme de l'exutoire du bassin de La Brévine est linéaire par rapport à l'hydrogramme de la source de l'Areuse, et le rapport des débits instantanés des deux bassins partiels est égal au rapport des surfaces 127 (68 % pour La Brévine, 32 % pour Les Verrières); Ia première proposition de cette hypothèse a déjà été for- mulée au paragraphe 1.4.3,- 2. 2.5. Données statistiques relatives au débit. 2.5.1. Variation interannuelle du débit moyen d'un même mois. La fig. 4. - 15 indique pour chaque mois la valeur des débits qui ont une probabilité de 10, 25, 50, 75 et 90 % d'etre atteints ou dépassés. Un même graphique a été construit par BURGER (1959, p. 270) pour le bassin de l'Areuse au sens large. Le régime indiqué par cette figure est caractéristique du type nivo-pluvial de PARDE ( 1947, p. 98); la courbe de probabilité 50 % montre deux maxima : l'un en mars-avril, au moment de la fonte des neiges, et l'autre, d'une amplitude deux fois moindre, en décembre-janvier. Les deux minima ont une durée très différente l'un de l'autre : le minimum hivernal n'affecte que le mois de février, alors que l'étiage d'été, déjà sensible en juin, se poursuit habituellement jusqu'en octobre. Cependant, la courbe de probabilité 25 %, avec son maximum bien marqué en août-septembre, indique que le débit estival peut varier fortement d'une année à l'autre, et qu'une période de crue peut interrompre ou remplacer la phase d'étiage. A la fig. 4. - 15, l'écoulement mensuel (chaque mois étant supposé avoir 30 jours ) a été mis en correspondan- ce avec l'échelle des débits. Le débit mensuel moyen et son équivalent en volume, attribuables au synclinal de La Brévine, peuvent également être lus sur ce graphique, grâce à deux autres échelles (QBR = tttt - Q). Les courbes de la fig. 4. - 15, lues au moyen de l'échelle QBR, concernent donc le débit mensuel moyen qui est supposé franchir le seuil du Bois de l'Halle. Ce débit correspond à la quantité d'eau théorique- ment disponible pour un captage; imaginons qu'un ouvrage soit implanté dans cette région de fagon a pouvoir le dériver dans sa totalité: une telle exploitation n'affecterait pas la réserve régulatrice du bassin de La Brévine, considérée pour des périodes mensuelles. La fig. 4. - 16, semblable à la précédente, concerne le débit du système de 2e ordre. Il s'agit donc de la frac- tion du débit total qui, dans les conditions naturelles, est évacuée rapidement, sans profiter à la réserve de 1er ordre. La fig. 4. - 17, enfin, concerne le débit du système de 1er ordre. On remarque la faible amplitude des diverses courbes de probabilité: pour la courbe 50 %, le rapport de débit entre l'étiage estival et le maximum printa- nier est de 1/2 environ, alors qu'il est de 1/5 à la fig. 4. - 16. Ce maximum se produit en avril-mai à Ia fig. 4. - 17, et en mars-avril aux fig. 4. - 15 et 4. - 16; ce retard d'un mois dans la crue du débit du système de 1er ordre dépend des hypothèses faites sur l'écoulement souterrain, et impliquées par la méthode d'analyse (pa- ragraphes 2.1 et 2.3). Pour la courbe 50 %, QBR n'est supérieur à 1 m /s que pour les mois d'avril-mai, et 3 est inférieur a 0,9 m /s pour la période de juillet à novembre. 2.5.2. Courbes des débits classés. A la fig. 4. - 18 sont représentées les courbes des débits classés de la source de l'Areuse et du seuil du Bois de l'Halle (débit présumé: 68 % du débit de la source), pour la période 1959-1969, et pour les années 1964 (année sèche) et 1965 (année humide). Ces courbes ont été construites d'après les données de l'Annuaire hy- drographique de la Suisse. 128 Fig.4-15 COURBES DE REPARTITION DES DEBITS MENSUELS D'APRES LEUR FREQUENCE Oebit total Période 1959 -1969 O' Debita la source QBR* Débit attribuable au bassin de ta Brevine EBR(IO m ) g. Ecoulement mensuel correspondant à 0, exprimé en volume EBR- idem, correspondant à QBR 3. BILAN HYDROLOGIQUE 3.1. Calcul de la réserve sout errarne. Le volume d'eau théorique capable de s'écouler naturellement à partir de la phase de tarissement de la sour- ce et jusqu'à un temps infini, s'obtient par intégration de l'équation (4. -4), de la façon suivante: V=Q, oo exp (-0,026 t) dt = Q • 86400 0,026 Par exemple, si Q = 1,25 m /s pour la source de l'Areuse, ° 6 3 alors V = 4,15-10 m pour le bassin total, 3 et QBR = 0,85 m /s au seuil du Bois de l'Halle, 6 3 d'où VBR = 2,82 • 10 m pour le synclinal de La Brévine, en admettant l'hypothèse H 4. - 1 (p. 126 ). Il peut cependant être utile, pour le calcul du bilan par exemple, d'être en mesure d'estimer le volume d'eau écoulable pour un instant quelconque. 129 Fig.4-16 COURBES DE REPARTITION DES DEBITS MENSUELS D'APRES LEUR FREQUENCE Débit du'système de 2eordre„ Période 1959 -1969 EBR(106m3) 30 E(10&m3) QBR.m3/s> i0 Q(m3's) O' Débit à la source 08R" Debit attnbuable au bassin de la BréVine E" Ecoulement mensuel correspondant à 0, exprime en volume EBR' idem, correspondant à QBR Fig.4-T7 COURBES DE REPARTITION DES DEBITS MENSUELS D'APRES LEUR FREQUENCE Débit du"système de Ieordre,. Période 1959-1969 QBR ^ " ' 0^'5' Q* OeDi t à ta source OBR' Débit attribuableau bassin de la Brevint E" Ecoulement mensuel correspondant à 0, exprimé en volume EBR" idem correspondant à OBR 130 OBR 20i 15- 10 25 20 15- 10 5 Courbes des débits classés Areuse - S* Sulpice I Période 1959-1969 It 1964(écoulement annuel le plus faible) 11965( h m le plus élevé ) 0 Débit, Areuse-5*5ulpice (m3/s) OBR Débit attribuabte au bassin dein Brévine{m3/s! N Nombre de jours par année 100 200 300 365 N Fig. 4. - 18 Courbes des débits classés. Areuse, St. Sulpice. Comme il a été vu précédemment (paragraphe 1.4), le régime de la source représente la résultante de deux composantes : l'hydrogramme propre aux systèmes de 1er et de 2e ordres. La vidange du système de 1er or- dre en régime non influencé obéit à une loi exponentielle. Le régime de décrue satisfait à une loi de type (4.-2) dont une constante peut varier d'une crue à l'autre; en admettant cependant, par approximation, que 131 cette constante s'écarte relativement peu d'une valeur moyenne, on peut en déduire que l'ensemble des hydro- grammes en régime non influencé constitue une famille de courbes qui peut être représentée par un abaque. Cet abaque a été construit par estimation, en translatant selon l'axe des temps les 67 hydrogrammes choisis pour l'étude de la courbe de tarissement (paragraphe 1.4.2), et en complétant par interpolation le faisceau de courbes ainsi obtenu. Cet abaque, construit d'une façon simplifiée sur des bases théoriques peu rigoureuses, permet néanmoins d'obtenir une estimation du volume écoulable qui, à notre avis, est suffisante en première approximation. Il est représenté à la fig. 4. - 19, et son utilisation est expliquée par la fig. 4. - 20. 3.2. Mise en équation du bilan. Le bilan hydrologique s'écrit de la manière suivante : Rg') + (Rx - RT') + (Rn - Rn') = Q + D précipitations réserve souterraine (volume "écoulable") le 1er jour de la période idem, le dernier jour capacité utile du lac des Taillères le 1er jour de la période idem, le dernier jour réserve nivale (équivalent en eau) le 1er jour de la période idem, le dernier jour écoulement mesuré à l'exutoire évapotranspiration réelle (ETR) Remarques : 1. Toutes ces valeurs s'expriment en 10 m . 2. La réserve nivale, qui n'intervient qu'exceptionnellement en raison du choix des périodes, a été négligée. 3. Les termes (R - R ') et (R - R '), groupés avec les apports par simplification, peuvent néan- moins Être négatifs. Le bilan a été calculé pour des périodes semestrielles et annuelles ( tableaux 4. - 8 et 4.-9). Ses paramètres ont été déterminés de la manière suivante : 1. Précipitations calculées â partir du tableau 3.-7 (p. 167). 2. R et R ' calculés grâce à l'abaque de la fig. 4. - 19. S S 3. R et R' calculés à partir des graphiques de variation du niveau du lac des Taillères, construits d'après les données communiquées par l'Electricité Neuchâteloise S.A. 4. Débit calculé à partir des valeurs publiées dans l'Annuaire hydrographique de la Suisse. 5. Evapotranspiration réelle calculée à partir du tableau 3. - 23 (p. 84 ) (méthode de SZESZTAY). P + (R ou P = R = s R ' = s RT = V = RN = V = Q = D = 132 9( m Vs) IQO - 1.0 - 0.1 0 50 100 Fig. 4. - 19 Abaque pour l'estimation de la réserve souterraine. 150 I [jours] P(m3/s) 10.0. 1.0 . 30 ÇHmVsl 100 _ 4 \ 'J to tj < _J___* \. 1.0 J 60 tfjours ) 30 60 t (jours] Fig. 4. - 20 Utilisation de l'abaque de la figure 4. - 19. 1. Hydrogramme observé. 2. Débit du système de 1er ordre (calculé). 3. Exponentielle Q = Q exp (-0,026 t) de l'abaque. 4. Intersection de l'exponentielle avec l'hydrogramme du système de 1er ordre. 5. Courbe de décrue extrapolée au moyen de l'abaque. De t à t , le volume écoulable se calcule par addition des volumes journaliers lus sur Ia courbe extrapolée; de t à t ,il s'obtient par intégration de l'exponentielle. 133 L'examen des tableaux 4.-8 et 4.-9 appelle les remarques suivantes : 1. Les bilans annuels s'équilibrent très bien, excepté pour l'année 1963-1964, année sèche, où l'écart (colonne 10) est nettement supérieur à la moyenne. Il faut cependant rappeler que la méthode de SZESZTAY pour le calcul de ETR est basée sur l'hypothèse suivante : pour une longue période, ETR est égale au déficit d'écoulement; ceci implique que l'on admet que les limites du bassin sont définies d'une manière satisfaisante. 2. Le rapport Q/P pour l'année moyenne est égal à 78 %, ce qui est relativement élevé. Pour le même rapport, BURGER (1959) obtient la valeur de 70 % (bassin de l'Areuse au sens large, période 1930-1954). 3. Le bilan semestriel montre pour chaque année un écart négatif (colonne 10) lors de la saison froide, et un écart positif lors de la saison chaude. Cette distribution systématique de l'écart laisse supposer que l'un ou l'autre des paramètres (par exemple, la valeur de ETR mensuelle) est calculé d'une facon peu satisfai- sante. 4. Le rapport Q/P pour la saison froide est toujours très élevé; trois fois, il dépasse 100 %. La valeur de ce rapport qui semble excessive peut également s'expliquer par une erreur sur la détermination d'un paramè- tre. 5. En admettant que les limites du bassin telles qu'elles ont été tracées définissent une surface trop faible, les anomalies signalées sous chiffres 2 à 4 pourraient être atténuées ou éliminées. Cette éventualité a déjà été signalée lors du calcul de l'évapotranspiration réelle annuelle (chapitre 3, paragraphe 1.5.3). 4. CARACTERES PHYSIQUES ET CHIMIQUES DE L'EAU Les mesures suivantes concernant les caractères physiques et chimiques de l'eau ont été réalisées : 1. A la source de l'Areuse. 1.1. Un thermographe enregistreur a fonctionné de 1961 à 1965; période de rotation du tambour: 2 semaines; échelle des températures : 1 C = 4 mm. Cet instrument ne nous semble pas très approprié à mesurer les faibles différences de température qui caractérisent l'eau de la source. 1.2. Mesure de la température de l'eau au moyen d'un thermomètre gradué en 1/10 C, chaque jour de 1955 à I960, tous les 3 jours environ depuis 1961. Ces mesures sont reportées aux fig. 4.-9.1 et 4. -9.2. 1.3. Analyse chimique hebdomadaire d'un échantillon d'eau prélevé à la source, de mars 1968 à mars 1970. Les résultats de ces analyses sont présentés aux fig. 4. -21.1 et 4. -21.2, où ils sont mis en parallèle avec trois facteurs météorologiques et hydrologiques : la pression barométrique moyenne journalière mesurée à La Chaux-de-Fonds, les précipitations journalières mesurées au Locle, et le débit de la source reporté d'après un graphique dessiné par une calculatrice IBM 1130. 134 o o o si io to u> tof-Em-Tof'* — °i/i I 1 ] I I I i I I I I I I I I I I I I ¦ I i I . I . I . I i I . i L E I—i—i—r ^n i r as s m s» n rsi — 135 I—I—,__!_ . i . I . (•*, N « 7 i / \ / / X 'N / Ì /' \ i \ \ / i I I / \ N "\ ;" O Z O < ; io \ / > i N \ N / (D 'f < V -1 / \ / / N / X / \ i L , a '¦ , UJ C \ ¦^ xv --. I I I X \ ¦^ X \ \ N S O S"~ S' ^ >" "\ ) < s s < \ N \ ¦¦* X i l ti / \ \ i 'x sì \ 1 ; 3 < f ^ O I U. \ \ _, \ E a. \ . UI \ / \ / \ I I f — , / \ l \ ? 3 — 5. ^ \ 3 O Nf -* .; < CE Ul f ^ N i \ p-\ I /" ¦—--——,= n i r / / I — , / I N -, \M I \ / n y N —- "X. jx \ X i xr; / ^\^ \ \ / < / / / / / % \ \ S f> u> in O O O O O OO « O O OO O ¦ J o1 " ' o O o1" 1O1"'Ó1'"Ó "< C* P. g S 136 o ja X o Ä SÎT r- r- CO vD Tt- ^ *-< p- OV O VO CO Ov m CO Th CO Tf CO OO ÏF- •—« io OO vO m ¦f m O Ov CO Tf CO O CO vO OO ni o Ov vO CN IfI OO o r- iO o ^H m OO ¦—1 -H CVJ Ov OO O II -^ -H *^ ¦—( -H 1—t >-H <-l H a Cd CC ed OJ X) o- -r-4 11 in M *-i OO p- -H T* CO Ov CN CO r- O in o r- Ov Ov -H CO -17, +11, •<* I + 13 Ov OO + -11 + ¦ +21 CO + O » vu + -19 +20 -11 +10 O I P-+ Ov CN vO CN CM OO O vO co CM CO CO TfI -H Tf CO OV If) CN CS Tf CO Tf CN O CO CO °1 CN Tf CO Ov OO CN CO m CO O O GO CO CN CO CO CO O CO iO C0_ m O Tf vO CO CO CO CO Ov m vo vo co Tf eo OvOOÛTfvOvOCOCOCO crt *tf lO Vf) CO CO n CO vO Tr- CN r- p- vD CN 00 r- Tt" Tf O io O OO OO io U ,^ o Tf Pi + C* W CS Ov CN N- P- CN r- o o CN co O CO o co 1—1 Ov CO -H "T Tf CN CO CN m O vO CO O If) CS CN Ov O m Tf r- Tf vO vD ¦—( on CO -H P- p- "H r- P- O r-i Ov Ov O O CO Ov X) CD > U u I Tf (N Tf -H CO r- O (S- O O sO sß O CO iO m -H so 1—1 -H M è I I + ( + I + + » ' CU TD ST tal tìV ^ V O a a a m CA (U TD -H S O H -J QJ D 2 ix Z < 2 < J Vl CD O) CT bo i O Tf U TD >S « -C en O) S3 cd nné h < so DÌ "5 cd ¦* cd CtJ ^ in co in oo cs O ^o en m r~ Ti- sß co to m O so r- ns iM O •* CJs Tf CO ¦-H >-H -H i-H —I CN (N -H CN —f O Tf so CO CO Tf Tf in Tf Tf CO Tf Tf Tf 52,8 CO Os" CS m Tf m a" in m Tf Os in O O Tf m Tf so" Os CN —i Tt" O sO sO O CN CO CO »n m O m Tf Os CN r-j CO vO CO OO Tf O Tf Os Tf OO —I —i -^ l—t -h CN CN -H CN i—i coo—iinmsococor-co —I i—IO"^0-H>—I «-H -H O —iCOOfHininsOCOCOr-- -1 i-H Os CO f- Os Os m Os co D co O CO CO CO CO CO CO CN t- -H —1 Os CO Is- Os Os m as r- su CO O CO eo CO CO CO CO CO CO iO s£j co in m i-s| CO Tf m on CN O on Os Tf O Tf Os Tf r» -h 1—1 -H CN CN -H CN -H -H CN CO sO sD sO Os Os Qs Tf Os m sO as SU sO Os r~ co os sO sO sD Os Os Os I i O I -H IN I CO I Tf m sfl I I on in sO su sfl sO Sd sO sD s£> sO CJs CJS Os 0> CJs Us Os Os CJs CJs CO Os •—I Tf CO -H m Tf Os ai c C CJ >» O 138 2. Dans les piézomè tre s . 2.1. Des mesures mensuelles de la température de l'eau dans les piézomètres à diverses profondeurs ont été réalisées de février 1967 à octobre 1969,au moyend'une sonde ZULLIG Hy 40 (précision: - 0,1 C). La tem- pérature mesurée est le plus souvent de l'ordre de 7 C, et l'on observe en général une augmentation avec la profondeur de l'ordre de 0,3 C par 50 m. 2.2. Lors des quatre campagnes d'essais de pompage (printemps et automne 1968, hiver et été 1969), des échantillons d'eau ont été prélevés dans les piézomètres, près de la surface et en profondeur, avant et après le pompage; ils ont été analysés chimiquement et bactériologiquement; les variations de la conductibilité élec- trique et de la température de l'eau ont été mesurées en cours de pompage. Les observations recueillies lors de ces essais figurent dans un autre travail (TRIPET, 1971, annexe A). La signification des caractères physiques et chimiques de l'eau souterraine ne peut être interprétée que dans le cadre d'hypothèses sur la répartition et le mouvement naturel de celle-ci. KIRALY ( 1969 d) a montré que les systèmes d'écoulement souterrain au sens de TOTH constituent le cadre idéal pour étudier la température et le chimisme de l'eau. La définition de UHG. et l'étude du régime de l'écoulement souterrain devaient donc précéder l'interprétation des caractères physiques et chimiques de l'eau au point de vue de l'hydrodyna- mique. Cette dernière étude n'a pas été entreprise dans le cadre du présent travail; elle constitue l'objet d'un travail de recherche possible, qui devrait être réalisé par un hydrogéologue et un chimiste travaillant en collaboration. Les paramètres chimiques mesurés au cours de cette étude sont actuellement interprétés par J. J.MISEREZ dans le cadre d'un travail de recherche sur la géochimie des eaux du karst jurassien; des résultats partiels de ces recherches ont déjà été publiés (MISEREZ, 1969 a, 1969 b, 1970). Université de Neuchâtel, laboratoire de minéralogie, pétrographie et géochimie. 3 et 5.-4 J Mod Can Ii 21 Q ~H~ (T Q. : p (C 11 3 W -LL P O 1 T <2 (B J S a -f— C ^_. ¦f n> (B zi JO Vl ~rj---------- p èie ß , n l-T /N( .5" C es (régime permanent "2 2L <5* I" t 3 3 139 Chapitre 5 MODELE ANALOGIQUE RC 1- REMARQUES GENERALES Le système d'écoulement souterrain (UHG. ) a été déterminé approximativement au chapitre 4, paragraphe 1; une analogie entre le régime de l'écoulement dans le système de 1er ordre et dans un aquifère à perméabilité d'interstices a été mise en évidence. Ces données ont permis de construire un modèle analogique de l'écoule- ment; il s'agit d'un modèle analogique électrique résistif-capacitif (RC). Le principe de l'analogie électrique implique que le milieu réel considéré est saturé et que l'on se trouve dans le champ d'application de la loi de DARCY; aussi le modèle n'est valable que dans les limites du régime de tarissement de l'exutoire. Le but du modèle analogique est double : 1. Contrôler les données concernant les propriétés physiques de l'aquifère, estimées par d'autres méthodes. 2. Simuler l'effet d'une exploitation de l'eau souterraine sur la surface piézométrique. Le Ie point sera traité dans le présent chapitre; le 2e point sera examiné dans le cha- pitre 6 (paragraphe 2). 2. DONNEES THEORIQUES Les méthodes de l'analogie électrique ont pour base l'identité existant entre les lois qui régissent l'écoule- ment des fluides en milieu poreux et celles qui régissent les phénomènes de conduction électrique en milieu continu. Ces méthodes sont décrites dans de nombreuses publications; citons celle de HUNTER BLAIR ( 1967), qui contient une liste bibliographique, et celle de WALTON ( 1964). Les relations d'équivalence entre facteurs électriques et hydrauliques sont les suivantes : (5.-1) (5.-2) (5.-3) t. = K^ t (5.-4) J 4 s x où q = volume d'eau ( m ) Q = quantité de courant (coulombs) h = potentiel hydraulique (m) V = potentiel électrique (volts) Q = débit (m3/s) I = intensité de courant (ampères) t. = temps réel (jours) t = temps électrique (secondes) K., K?1 K„, K. = facteurs d'équivalence L'équation de diffusivité hydraulique, déduite de la loi de DARCY et de l'équation de continuité pour le cas d'un milieu homogène de hauteur constante, et les relations (5. - 1 ) à (5.-4), permettent d'exprimer ainsi q - ki ^c h = K2 V Q = K3 I 140 les facteurs d'analogie: A h K2 "" A V K3 = R-T-K2 Kl = 2 K a2-S- - K4 = Kl K3 5.-5' (5.-6) 5.-7 5.-8' où R = résistance (ohms) 2 T = transrnissivité (m/s) a = dimension de la maille du réseau, en grandeur réelle (m) C = capacité ( farad ) S = coefficient d'emmagasinement (sans dimension) 3. CALCUL DU RESEAU Le modèle RC est constitué par un réseau de résistances et de capacités, montées sur une plaque isolante sur laquelle a été collée une carte topographique du bassin à l'échelle 1: 25'000. Le côté de la maille du réseau a été fixé à 625 m; en raison de l'hétérogénéité de l'aquifère et du manque de données concernant les caracté- ristiques de l'écoulement, cette longueur a été jugée suffisante. La réalisation du modèle comprend les étapes suivantes : 1. Digitali s ation des facteurs géologiques et hydrologiques. 2. Calcul des paramètres électriques. 3. Construction du réseau. Les paramètres électriques ont été calculés par F. DESCOEUDRES ' avec la collaboration de T. NICOLET 'j le réseau a été construit par M. STOCCO. 3.1. Les facteurs géologiques et hydrologiques. 1. Limites du système d'écoulement. Les limites du système d'écoulement dans l'espace bi-dimensionel du modèle sont données par l'intersection des limites imperméables avec la surface piôzométrique; elles correspondent à l'extension de la zone noyée (chapitre 4, paragraphe 1.3.2). Le contour de la zone captive est déterminé de la même manière. La surface piézométrique de référence adoptée pour calculer les éléments du modèle est celle représentée à la fig. 2.-6 {p. 36). Il a été constaté que les limites de la zone noyée et de sa partie captive ne varient avec la position de la surface piézométrique que d'une façon négligeable par rapport à la dimension des mailles. Laboratoire de géotechnique et d'hydraulique de l'Ecole Polytechnique Fédérale de Lausanne. 141 2. Transmissivité. Pour chaque noeud du réseau de mailles, la transmissivité T = Kh, où K = coefficient de perméabilité de DARCY et h = hauteur affectée par l'écoulement, doit être déterminée. La valeur de h en chaque point s'obtient par la soustraction H. - H„, ou H. = altitude de la surface pié- zométrique (pour la zone captive: altitude du toit des calcaires jurassiques) et H9 = altitude du mur des calcaires jurassiques lue sur la carte structurale (fig. 2.-6). La valeur de K est donnée par les essais de pompage. 3. Coefficient d'emmaga s inement. La valeur de S, estimée à 4,5 %o, a été déterminée au chapitre 4, paragraphe 1.2.5. Dans la zone captive, elle est considérée comme nulle. Le réseau de mailles avec l'indication des paramètres géologiques et hydrologiques ainsi déterminés est re- présente à la fig. 5.-1. 3.2. Calcul des paramètres électriques. De l'équation ( 5. - 6), on tire : K. R = K2-T 3 qui permet de calculer la valeur de chaque résistance,- K„ a été fixé à 100 m/volt, et K„ à 50 m /sec ¦ ampère. La valeur des capacités a été fixée à 1000 pFt dans la zone captive, elle est nulle. Aux limites du réseau, la valeur de R et de C est réduite en fonction de la fraction de la maille qui se trouve en dehors du système d'écoulement. Ainsi, C est effectivement ^ 1000 pF. La valeur moyenne des capacités utilisées (800 pF ) permet de calculer K. par l'équation (5.-7): K, = 21,9 • 1013 m3/coul. K4 est donné par (5.-8): K4 = 4,4 ¦ 1012 A chaque noeud du réseau compris dans la zone non captive a été connectée une résistance de valeur élevée (R = 22 • 10 -O. ); ces résistances vont à un point commun qui peut être relié au générateur. Leur but est d'alimenter le réseau de la même façon en chaque point lorsque l'on veut simuler une recharge naturelle du système de 1er ordre en régime transitoire. Le bassin étant composé de deux parties distinctes, et le seuil du Bois de l'Halle se trouvant à une altitude supérieure d'environ 200 m à celle de la source, nous avons dû prendre les mesures suivantes: 1. Pour tester le modèle en régime permanent, une résistance de 10 il a été intercalée entre le seuil et l'exutoire, bien que cette zone ait une perméabilité très élevée; son utilité est de simuler la différence d'alti- tude entre les deux parties du bassin. 2. Lorsque le modèle est utilisé en régime transitoire, le circuit est ouvert entre les deux bassins partiels, 142 qui sont traités séparément. Le schéma électrique du modèle est représenté à la fig. 5. - 2. 4. CONTROLE DU MODELE 4.1. Régime permanent Pour tester le modèle en régime permanent, nous nous sommes efforcé de lui imposer des conditions telles que la carte des potentiels électriques mesurés à chaque noeud reproduise au mieux la carte piézométrique de la fig. 2. - 6. Cette opération nécessite une source de courant continu, et un instrument de mesure de la tension et du courant. Trois conditions étaient fixées : 1. K„ = 100 m/voltj 2. Potentiel électrique à la source de l'Areuse = 7,96 voltsf 3. Conformément à l'hypothèse H 4. - 1 (p. 126 ) : débit du bassin de La Brévine = 68 % du total. Une valeur du potentiel a été imposée aux deux extrémités du bassin de La Brévine, et à l'extrémité W du bassin des Verrières (points No 1, 2, 3, fig. 5. - 3); la solution représentée à la fig. 5.-3 obtenue par appro- ximations successives du potentiel aux points 1, 2 et 3, a été jugée la meilleure. Dans ces conditions, le cou- rant total circulant dans le modèle est I = 2,75 p. A; le débit de la source de l'Areuse correspondant à la po- sition de (5.-3): 3 sition de la surface piézométrique de la fig. 2.-6 est d'environ 1,25 m /s. On peut appliquer la relation Q 5 3 Q = K-I -------*» K5 = — = 4,54 ¦ 10 m /sec-ampère O öl La valeur de K„ ainsi obtenue (K„ ., ,., ) peut être comparée avec celle fixée pour le calcul des paramè- tres électriques du réseau (K„„ „; paragraphe 3). Le rapport est: K3 "calculé" = environ K, „ A„ 10'0OO 3 mesuré Conclusions 1. La cause la plus probable de la non-identité de K„ „ .,, et K„ „ . . .„ est la valeur admise pour v * 3 mesuré 3 calculé K, coefficient de perméabilité de DARCY, qui est de l'ordre de 10" m/s (calculée par essais de pompage). La signification de ce chiffre a été discutée au chapitre 4, paragraphe 1.2,4. Il convient donc d'adopter pour -3 la perméabilité moyenne du bassin une valeur de l'ordre de 10 m/s, et pour le facteur d'équivalence K 5 3 du modèle, la valeur K„ = 4,54 • 10 m /sec -ampère; K . devient ainsi: —- = 4,8 - 108 K3 2. La carte des potentiels électriques (fig. 5. - 3) est une approximation satisfaisante de la carte piézomé- trique (fig. 2. - 6); les différences entre les deux sont dues avant tout au fait qu'en réalisant le modèle, on suppose la perméabilité homogène et isotrope. 143 3. La carle des potentiels pour le bassin des Verrières représentée à Ia fig. 5.-3 peut être considérée com- me une meilleure approche de la réalité que la carte piézométrique de la fig. 2.-6( chapitre 4, paragraphe 1.3.2). 4.2. Régime transitoire. Le test du modèle en régime transitoire consiste à simuler une alimentation du système de 1er ordre en tout point de la surface libre de la zone noyée, et de comparer la décharge du réseau avec la courbe de tarisse- ment de la source. Cette opération nécessite un instrument d'excitation (générateur) et un instrument de me- sure (oscilloscope). Pour cette expérience, le générateur est connecté au point commun des résistances d'alimentation de 22 * 10 IX ; l'influence de la zone de ruissellement souterrain est négligée, pour des raisons techniques sur- tout. D'autre part, comme les deux bassins partiels sont traités séparément, on cherchera à rendre linéaire la relation entre la courbe de décharge mesurée sur le modèle à l'exutoire du bassin de La Brévine ( seuil du Bois de l'Halle), et la courbe de tarissement de la source; cette opération implique donc l'hypothèse H 4. - 1 (p. 126). Q Q On constate qu'en prenant K„ = 10 m/volt et K = 3,9 * 10 (au lieu de 4,8 • 10 ), la courbe de décharge du réseau, mesurée en un point quelconque du bassin de La Brévine, satisfait à l'équation H = H exp (-0,026 t), qui est analogue à l'équation ( 4. - 4). Cette valeur "mesurée" de K4 permet de corriger la valeur de Kj (5.-8) et par conséquent celle de S, qui devient ( 5. - 7) ; S = 3,6 • 10 . Le même test appliqué au bassin des Verrières considéré isolément permet d'obtenir une loi de décharge de la forme H = H exp ( - 0,096 t).Le tarissement du débit propre au bassin des Verrières est donc beau- coup plus rapide que celui du débit qui franchit le seuil de Bois de l'Halle. Ceci est en accord avec la signifi- cation du coefficient oC de l'exponentielle exprimant le tarissement d'une source: K2 T o< = --------— (DEGALLIER, 1969, p. 19) 4 X S où T = transmissivité de l'aquifëre S = coefficient d'emmagasinement X = longueur de la ligne de courant entre le sommet de la nappe et son exutoire. 1 cA. est donc fonction de —- ; pour les Verrières, X vaut environ 6,5 km, et pour La Brévine, 13 km (entre X^ La Brévine et chacune des deux extrémités du bassin). Le calcul donne: I/132 0,026 :2 = environ 0,25 ---------- = environ 0,27 1/6,5-* 0-096 Dans ce cas il n'est pas tenu compte, pour des raisons techniques, de l'influence de l'apport en provenan- ce du bassin de La Brévine. 144 Conclu s ions. 1. L'hypothèse H 4. - 1 (p. 126) reste valable pour les volumes évacués pendant une période relativement longue, mais est infirmée pour des débits instantanés. 2. Selon les mesures réalisées sur le modèle, le débit propre au bassin des Verrières, dont la courbe de tarissement décroît très rapidement, devient négligeable vis-à-vis de celui qui franchit le seuil du Bois de l'Halle au bout d'une vingtaine de jours de régime non influencé. Après cet intervalle, la courbe de tarisse- ment de l'exutoire du bassin de La Brévine est sensiblement identique à celle de la source. 3. Admettre que le débit de l'exutoire du bassin de La Brévine est en chaque instant égal au 68 % du débit de la source est donc une estimation prudente en phase de tarissement. Nous la conserverons cepen- dant, en raison des approximations qui sont à la base des mesures sur le modèle. 4. Les mesures en régime transitoire montrent que le modèle constitue une représentation satisfaisante du système d'écoulement en phase de tarissement. Les mesures réalisées sur le modèle n'ont pas montré de contradiction avec l'ordre de grandeur du coefficient d'emmagasinement. / 145 Chapitre 6 ETUDE QUANTITATIVE DES RESERVES EN EAU DU SYNCLINAL DE LA BREVINE 1. VOLUMES NECESSAIRES A LA REGULARISATION DU DEBIT DE L'EXUTOIRE ( SEUIL DU BOIS DE L'HALLE ) Le débit mensuel moyen du synclinal de La Brévine, admis comme le 68 % du débit du bassin total, représen- te la quantité d'eau que l'on peut exploiter sans modifier la réserve régulatrice considérée pour chaque pério- de mensuelle ( chapitre 4, paragraphe 2.5.1). La fig. 6.-1 permet de déterminer la capacité d'accumulation dont il faudrait disposer pour garantir un débit d'exploitation donné; il s'agit de la courbe cumulative de l'écou- lement mensuel, pour toute la période d'observation {1959-1969) (écoulement calculé pour des mois de 30 jours); lors des périodes déficitaires, la pente de la courbe est inférieure à celle de la droite des écoulements cumulés construite pour le débit considéré. La fig. 6.-2 donne le nombre de ces périodes, classées selon le déficit de volume, et pour deux débits minima différents; l'intervalle étudié va de 1959 à 1969) les dates des périodes sont indiquées au tableau 6. - 1. Tableau 6.-1 Régularisation du débit du seuil du Bois de l'Halle; intervalle considéré : 1959 - 1969. 3 Périodes déficitaires et accumulation nécessaire pour débit d'exploitation égal à 1 et 2 m /s 1. Débit à garantir: QBR = 1 m /s D ate s Déficit de volume (106 m3) août - octobre 1959 1,8 septembre 1961 0.9 juillet - novembre 1962 7,9 février 1963 0,9 janvier 1964 0,9 juin - septembre 1964 4,4 septembre 1966 0,4 octobre 1969 0,4 2. Débit à garantir: QBR = 2 m3/s Dates Déficit de volume <106 m3) février 1959 0,9 mai 1959 0,4 juillet - octobre 1959 10,6 avril - mai I960 4,0 décembre i960 0,4 mai 1961 1,8 septembre - octobre 1961 3,5 février 1962 1,5 juin 1962 - février 1963 26,5 juillet 1963 1.8 décembre 1963 - février 1964 5,7 juin - septembre 1964 14,0 décembre 1964 - février 1965 3,3 juin - juillet 1966 3,5 septembre 1966 3,5 juillet - août 1967 1.5 octobre 1967 1.8 juin-juillet 1968 0,9 janvier - février 1969 2,6 octobre - décembre 1969 4,4 146 1—¦—•" SD 3 B 3 U ¦o su CQ ed -J (L) •a .S » W (O s> (D 3 •a ¦< Vl) IU £ Ih 03 U SD J a (U ¦a C 3 O (O B « Jj IU 3 0} 4-1 (U uabl W co -Q e C (U B £3 t-i W W Kl dee o o o O O U II a; ce; a! CU CQ CQ c/ao- M M U 3 3 3 O O a £ www C SU SLI SU < 333 - S E £ -, 3 3 3 (3 o ü o u o w w w t_I JJ W J-I _ e; e: e » g s e « (D D (D 3 ¦o C (U E (U *3 O U su 3 3 O O U U W W Ui (U (U CJ 2.8.8 J-î H Sh 3 3 3 O O O O O U Jh 3 » O U W S « 147 N = nombre de périodes O = déficit de volume ( 1 O8 m3) Débit à garantir : Q BR= 1 m3/s 5 4 2 3 4 5 3 U 5 n ---------1--------- ---------1--------- Débit à garantir QBR = 2 m3/s 6 /. 5 1 1 8 1 1 ? 1 1 2 1 1 2 2 2 2 3 5 3 I i i B 2 3 4 4 9 O 2 3 i 9 10 15 20 25 30 Fig. 6.-2 Régularisation du débit du seuil du Bois de l'Halle. Histogramme des périodes déficitaires {débit inférieur au débit à garantir). Les chiffres à l'intérieur des colonnes indiquent la durée de chaque période (en mois)j la durée totale esc inscrite au-dessus des colonnes. Intervalle considéré: 1959- 1969. L'examen de la fig. 6.-1 permet de distinguer trois périodes principales dont le débit moyen est égal au mo- dule (3,18 m3/s) : 1° janvier 1959 - mai 1962, 2° juin 1962 - avril 1968, 3° mai 1968 - décembre 1969. Au 3 cours de ces périodes, l'accumulation nécessaire pour régulariser le débit à 3,18 m /s est respectivement de i q 42, 83 et 27 • 10 m . Les deux premières périodes citées peuvent se décomposer ainsi (tableau 6. - 2) : 148 Tableau 6.-2 Régularisation du débit du seuil du Bois de l'Halle. Accumulation nécessaire pour débit d'exploitation égal au module d'écoulement. Périodes considérés: 1.1959 - V. 1962 et VI.1962 - IV.1968. Accumulation nécessaire Intervalles Pour régulariser le débit 3, , ,„6 3, à 3,18 m /s (en 10 m ) 1959 - XI 1959 31 1959 - VI 1960 31 1959 - VII 1960 36 1959 - IX 1961 36 1959 - XI 1961 42 1959 - V 1962 42 VI 1962 - II 1963 55 VI 1962 - VII 1964 55 VI 1962 - II 1965 83 VI 1962 - IV 1968 83 2. POSSIBILITE D'AUGMENTER LA RESERVE REGULATRICE EN PERIODE DE TARISSEMENT Le but principal de la présente étude est de déterminer dans quelle mesure la capacité d'accumulation du sous-sol de la vallée de La Brévine pourrait être utilisée pour pouvoir exploiter un débit régularisé (STUCKY, 1954). Il s'agit donc d'examiner quelles sont les possibilités d'augmenter la réserve régulatrice, en la mettant en exploitation à une altitude inférieure à celle de l'exutoire naturel du bassin. Cette étude sera faite â partir d'un état du système d'écoulement correspondant à la phase de tarissement de l'exutoire; ces conditions correspondent à celles dans lesquelles la réserve serait mise à contribution. Le problème sera traité au moyen du modèle analogique RC. 2.1. Mesures sur modèle RC. Le rapport STUCKY ( 1954) propose d'exploiter la réserve par une galerie drainante qui pénétrerait dans le synclinal entre le Bois de l'Halle et le lac des Taillères; l'altitude de l'ouvrage serait, â son extrémité NW, de 945 m. L'exploitation de la réserve par une telle galerie abaisserait rapidement la surface supérieure de la zone noyée au-dessous de la cote du seuil du Bois de l'Halle, ainsi que l'ont montré des mesures sur modè- le RC (en régime transitoire); ces mesures indiquent également que le rayon d'action de l'ouvrage atteindrait les limites du bassin après un temps relativement très court. Le problème se ramène alors à celui de la vi- dange d'un réservoir par une ouverture pratiquée dans sa partie inférieure, à débit constant, et sans alimen- tation. Ce phénomène se déroule en régime transitoire,- il sera cependant étudié en utilisant le modèle analogi- 149 que en régime permanent. Description de la méthode de mesure. 1. On admet qu'au moment où l'on met l'ouvrage en exploitation le système d'écoulement n'est pas influencé par une intervention artificielle, et que ses caractéristiques correspondent à la phase de tarissement de l'exu- toire. L'état de départ choisi est celui représenté à la fig. 5. - 3, qui correspond approximativement à la carte piézométrique de la fig. 2. - 6. Dans cette situation on a: Q = 1,25 m /s (à la source de l'Areuse); équivalent électrique : 2,7 • 10 A QBR = 0,85 m3/s (au seuil du Bois de l'Halle),- équivalent électrique : 1,8 • 10 A 2. On fait l'hypothèse qu'à partir de cet instant, le système d'écoulement souterrain ne se décharge plus par l'exutoire naturel, mais uniquement par l'ouvrage de captage. 3. On suppose que par la manoeuvre d'une vanne, on maintient constant le débit de l'ouvrage de captage; l'écoulement se fait par gravité. La structure de la surface piézométrique varie en fonction du temps; elle dé- pend également du débit d'exploitation fixé. 4. Au moment où la galerie sera dénoyée, le débit va tomber au-dessous de la valeur imposée. Cette situati- on critique est étudiée à l'aide du modèle analogique; l'état du système à cet instant est supposé être suffisam- ment voisin d'un état permanent ayant les mêmes conditions aux limites, pour que l'on puisse utiliser le modè- le en réseau purement résistif. Les conditions aux limites sont: Point de prélèvement : région de La Brévine. Niveau piézométrique au point de prélèvement: 945 m. Débit exploité : Im /s; équivalent électrique: 2,2 ¦ 10 A. Ces conditions fixent le potentiel électrique que l'on doit imposer aux deux extrémités du système (les lignes d'écoulement convergent de ces deux extrémités vers le point de prélèvement). La carte des potentiels électriques correspondante est représentée à la fig. 5. - 4. Par comparaison des deux cartes de potentiels décrivant l'état initial et final du système, on peut calculer le volume de roche dénoyée, et connaissant le coefficient d'emmagasinement S, sensiblement égal à la porosité efficace M on obtient le volume d'eau exploité. La durée pendant laquelle le débit imposé peut être libéré par écoulement gravitaire, se calcule en divisant le volume par le débit. En raison de la grande dimension de la maille du réseau ( 625 m), le prélèvement est appliqué en un point (noeud); dans les calculs qui suivent, on parlera donc de point de prélèvement; dans le cas réel, il s'agit d'une galerie drainante. 150 2.2. Débit disponible en fonction du temps. 9 3 Le volume de roche dénoyée entre les deux états étudiés ci-dessus est d'environ 2,2 -10 m . En tenant COmp- te d'un coefficient d'emmagasinement S = 3,6 %o, on obtient un volume d'eau V. = 7,93 -10 m . A raison 3 d'un débit de 1 m /s, cette réserve sera épuisée au bout de 92 jours. Après ce laps de temps, on admet que la décroissance naturelle du débit obéira à une loi exponentielle; cette fonction est supposée être la même que celle qui caractérise le tarissement de la source: Q = Q exp {-0,026 t). Ceci implique les hypothèses suivantes : 1. Le tarissement du bassin de La Brévine obéit à la même loi que celui du bassin total. 2. Les propriétés du système se déchargeant par gravité vers l'ouvrage de captage (altitude 945 m) sont les mêmes que lors de sa vidange par son exutoire naturel ( seuil du Bois de l'Halle, altitude env. 986 m)j proprié- tés géométriques, coefficient d'emmagasinement S, transmissivité T. A partir des mesures décrites au paragraphe 2.1, et en admettant les hypothèses ci-dessus, il est possible de calculer le volume d'eau écoulable V à un débit constant quelconque Q = n. L'état de départ du système d'écoulement souterrain est celui représenté à la fig. 5.-3. Soit AV la différence V -V., V. (grandeur connue, voir plus haut) étant le volume écoulable pour Q=Im /s. Par exemple : 1.Q= 2m3/s AV2 = œ ,oo 86*400 . exp (-0,026t) dt - 2 exp (-0,026t) dt *--------------= - 3,3-10 m o J o 0,026 Pour Q = 2 m3/s, V3 = V1 + A V3 = (7,93-3,3) • 106 m3 = 4,63-106 m3 Ce volume sera épuisé en 27 jours. 2.Q = 0,5 m3/s ft» rœ 0,5-86400 , . AVn. = exp (-0,026 t) dt - 0,5 exp (-0,026 t) dt = -------------- = 1,65-10 m 0,5 Jo Jo 0,026 Pour Q = 0,5m3/s, VQ & = V1 + AV05 = (7,93 -t- 1,65) ¦ 106 m3 = 9,58-106m3 Ce volume sera épuisé en 222 jours. 2.3. Hauteur piézométrique au-dessus du point de captage. COUTAGNE ( 1948) exprime ainsi la vidange d'un réservoir à débit constant, par exemple par manoeuvre d'une vanne réglée en conséquence: V = V0 (1 -0< t) (6.-1) où V = volume du réservoir au temps t V = volume au temps t = o O^ = constante 151 Le rabattement de la surface piézométriqué dans les conditions d'exploitation décrites au paragraphe 2.1 peut se décomposer en deux phases, qui prennent place entre trois états successifs de la surface piézométrique : p 1 état. Correspond aux conditions de départ (paragraphe 2.1, point 1; fig. 5.-3). 2 état. Est réalisé à l'instant où le rayon d'influence du captage atteint les limites du système; l'intervalle de temps qui sépare les deux premiers états est relativement court. Cette situation a été simulée sur le mo- dèle analogique; conditions aux limites: extrémités du bassin (noeuds 1 et 2, fig. 5.-3), mêmes conditions que pour le 1 état; débit exploité: Im /s (=2,2-10 A); ces conditions fixent le potentiel au point de pré- lèvement (noeud 103, fig. 5.-4) à 987 centivolts, ce qui correspond à un rabattement de 6 m par rapport aux conditions de départ. p 3 état. Correspond à l'instant où la galerie de captage est dénoyée (paragraphe 2.1, point 4,- fig. 5.-4). e e La surface piézométrique entre le 2 et le 3 état reste sensiblement parallèle à elle-même. Ceci découle du fait que ces situations sont simulées par des conditions d'écoulement permanent. Conformément à la relation (6.-1), l'abaissement de la surface piézométrique satisfait donc à une loi linéaire; par simplification, il sera p admis ci-dessous que cette loi est valable à partir du 1 état déjà. Calcul de H = f (t) au-dessus du point de prélèvement. A partir de (6,-1), on peut écrire : H = H (1 -cX t) = H0 - fi t (6.-2) où H = altitude de la surface piézométrique (mètres) au temps t (jours) H0 = altitude au temps t = 0 C^ et (3 = constantes Au-dessus du point de prélèvement, on a H = 993 m (mesuré sur le modèle, voir fig. 5. - 3). 1.Q = I m3/s On a: t = 0 --------*- H = H = 993 m o t = 92 jours --------* H = 945 m D'Où: H = 993 - 0,52 t 2. Q = 2 m3/s On a: t = 0 --------^ H = H = 993 m o t = 27 jours --------*¦ H = 945 m D'où: H = 993 - 1,781 3. Q = 0,5 m3/s On a: t = 0 --------* H = H = 993 m o t = 222 jours--------*¦ H = 945 m D'où: H = 993 - 0,22 t 152 Volume écoulable par unité de hauteur H. Si l'on admet l'approximation faite en appliquant l'équation (6.-2), les volumes écoulables V pour un ra- battement de 10 m au-dessus du point de captage sont les suivants: 1.Q = I m3/s 10 48 V= — • 7,93 • 106 = 1,65 • 106 m3 2. Q = 2 m3/s V= — ' 4,63 • 106 = 0,96 • 106 m3 3.Q = 0,5 m3/s 10 48 10 48 V= — ' 9,58 • 106 - 2,00 ¦ 106m3 Si les propriétés du système (propriétés géométriques, coefficient d'emmagasinement S, transmissivité T) ne changent pas au-dessous de 945 m d'altitude, les valeurs ci-dessus peuvent être extrapolées pour une éven- tuelle galerie implantée à une altitude inférieure. En fait, il est probable que la perméabilité de l'aquifère dé- croisse avec la profondeur, surtout à partir d'une centaine de mètres au-dessous de la surface topographique (LUNSKI, 1967; BORELLI et PAVLIN, 1967). 2.4. Résumé des paragraphes 2.2 et 2.3 3 1. Débit d'exploitation de l'ouvrage: 1 m /s 6 Ì Volume disponible à débit constant: 7,93 • 10 m Durée de vidange à débit constant: 92 jours Loi de vidange après 92 jours : Q = exp ( - 0,026 t) (origine du facteur temps à t = 92 jours ) Variation de H de t = 0 à t = 92 jours : H = 993 - 0,52 t Pour t>92 jours, H = constante = 945 m 6 o Volume écoulable pour A H = 10 m: 1,65 ¦ 10 m 2. Débit d'exploitation de l'ouvrage: 2m /s 6 3 Volume disponible à débit constant: 4,63 • 10 m Durée de vidange â débit constant : 27 jours Loi de vidange après 27 jours : Q = 2 • exp ( - 0,026 t) (origine du facteur temps à t = 27 jours) Variation de H de t = 0 à t = 27 jours : H = 993 - 1,78 t Pour t >¦ 27 jours, H = constante = 945 m Volume écoulable pour à H = 10 m: 0,96 • 10 m3 153 3. Débit d'exploitation de l'ouvrage: 0,5 m /s Volume disponible à débit constant: 9,58 ¦ 10 m Durée de vidange à débit constant: 222 jours Loi de vidange après 222 jours : Q = 0,5 ¦ exp ( - 0,026 t) ( origine du facteur temps à t = 222 jours ) Variation de H de t = 0 à t = 222 jours : H = 993 - 0,22 t Pour t > 222 jours, H = constante = 945 m Volume écoulable pour AH = IOm: 2,00 • 10 m 2.5. Conclusions au paragraphe 2. Le paragraphe 2.4 donne la valeur de la réserve régulatrice, pour des conditions d'exploitation données, et à partir d'un état du système d'écoulement tel que le débit passant par le seuil du Bois de l'Halle est de 3 3 0,85 m /s (ce qui correspond à un débit de la source de 1,25 m /s). On voit que cette valeur, qui représente aussi la capacité d'accumulation du bassin, est dans tous les cas inférieure à 10 ¦ 10 m . En comparant les données du paragraphe 2. 4 et celles de la fig. 6. - 2, on voit que pour la période 1959 - 1969, g un débit minimum de 1 m /s aurait probablement pu être assuré grâce à la mise en exploitation de la réserve 3 souterraine. Par contre, celle-ci n'aurait pas été suffisante pour garantir un débit minimum de 2 m /s pen- dant la même période. Cette capacité d'accumulation est donc relativement faible, comparée aux volumes évacués mensuellement ou annuellement. 3. REMARQUES CONCERNANT L'EXECUTION D'OUVRAGES DE DERIVATION DE L'EAU SOUTERRAINE Les calculs des paragraphes précédents concernant l'utilisation des ressources en eau du bassin de La Bré- vine impliquent l'hypothèse que l'ouvrage de captage est à même de soutirer la totalité du débit disponible au niveau du seuil du Bois de l'Halle. En réalité, une telle situation ne constitue que le plus favorable de tous les cas possibles. En effet, l'importance de l'hétérogénéité des propriétés physiques de l'aquifère, et la perméa- bilité relativement faible du système de fissures de 1er ordre, font que le succès d'une galerie de captage doit être considéré en termes de probabilité. Pour implanter un ouvrage de captage dans ces conditions, on doit re- chercher la plus grande probabilité de recouper des fissures de 2e ordre; ces fissures devront constituer un réseau de drainage bien organisé vis-à-vis de la réserve de 1er ordre, pour fournir un débit intéressant. Or, comme le montre KJRALY ( 1969 d), on ne dispose pas encore de lois permettant d'étudier quantitativement la distribution spatiale des propriétés physiques de l'aquifère, à partir de données observables en surface. C'est pourquoi une campagne de forages préalable destinée à tester les propriétés physiques de l'aquifère dans la zone de la galerie projetée est nécessaire. Mais dans tous les cas, "quelle que soit l'importance des travaux de reconnaissance effectués au préalable, ceux-ci ne pourront donner une garantie absolue sur les quantités d'eau qui pourront être captées et ce n'est qu'en exécutant la galerie de captage elle-même, puis en dérivant par cette galerie un débit important pendant un certain temps qu'on se rendra compte des possibilités 154 d'exploitation du bassin souterrain" (STUCKY, 1954, p. 5). Les ouvrages de captage devront être orientés de facon a recouper les systèmes de joints les plus fréquents et les plus ouverts, en d'autres termes, les voies de drainage les plus probables. A la fig. 6.-3 sont repré- sentés les pôles moyens des systèmes de diaclases dont la fréquence dépasse 10 joints par 10 mètres, mesu- rés par L. KIRALY en 19 stations dans la vallée de La Brévine (diagramme de SCHMIDT, projection équi- surface, hémisphère supérieur). Ces pôles se groupent en quatre accumulations principales, numérotées I à IV; la position des plans moyens correspondant à ces groupements, représentés à la fig. 6. - 3, est la suivan- te : système I N 160 E1 plongement 75 E II N 630E1 " 840W III N 08° E, " 8O0W IV N 105° E, " subvertical • 17 Pûtes moyens des systèmes de joints. avec indication de Io frequence (nombre de joints par 10 mitres) * Pftles moyens des groupes Fig. 6.-3 Orientation des pôles moyens des fissures, mesurées en 19 stations dans la vallée de La Brévine (mesures L.KIRALY). Projection stéréographique sur diagramme de SCHMIDT équi-surface, hémisphère supérieur. 155 Ces systèmes peuvent être considérés comme équivalents aux quatre groupements mis en évidence par KIRALY et SIMEONI ( 1970) dans la partie occidentale de la vallée de La Brévine, et qui sont numérotés de la même façon; ces auteurs les interprètent de la façon suivante: systèmes I et II, joints de tension système III, joints de cisaillement sénestres système IV, joints de cisaillement dextres Les systèmes I et III sont les plus karstifiés, la karstification étant surtout localisée à l'intersection des fis- sures et des plans de stratification. Nous estimons que la zone la plus intéressante pour implanter une galerie de captage est la région du seuil du Bois de l'Halle, qui constitue l'exutoire du système d'écoulement souterrain du synclinal de La Brévine. Cette situation présente les avantages suivants : 1. Puisqu'il s'agit d'une zone d'exutoire, tout le débit du bassin traverse une section d'écoulement relative- ment restreinte; dans cette région, les chances de capter la plus grande partie possible du débit du bassin sont les plus nombreuses. 2, La section étant minimum, la vitesse d'écoulement est maximum. Si l'on admet que la dissolution dépend du champ des vecteurs vitesse de filtration (KIRALY, 1969 d; KIRALY, MATHEY, TRIPET, 1969; BEDINGER, 1966; MANDEL, 1965), cette région offre la plus grande probabilité d'être parcourue par un réseau de drains bien développés. C'est précisément ces drains que l'on souhaite intercepter au moyen de l'ouvrage de captage. Le tracé de galerie proposé par STUCKY ( 1954) passe précisément dans la région du Bois de l'Halle; c'est à partir de ce projet que l'étude de détail de cette zone doit permettre de définir un tracé définitif. 156 CONCLUSIONS La capacité d'accumulation souterraine du bassin est faible par rapport aux prévisions du rapport STUCKY (1954); ceci est surtout dû au fait que la porosité efficace, qui avait été estimée à 2,5 % environ, est inférieure à 4 %o, d'après les résultats de la présente étude. D'autre part, comme ceci a été souligné au chapitre 6, il est impossible de prévoir quelle fraction du débit disponible pourra être réellement dérivée par un ouvrage de captage; cette inconnue est liée à l'hétérogénéité des propriétés physiques de l'aquifère, et à l'impossibilité d'étudier quantitativement Ia distribution spatiale de ces propriétés à partir de données observables en surfa- ce, dans l'état actuel des recherches dans ce domaine (KIRALY, 1969 d). Cependant, les débits disponibles sont importants, et la capacité d'accumulation est faible mais non négligeable. Il appartient au spécialiste de l'énergie d'étudier, sur la base des données de cette étude, les diverses possibilités de planifier l'utilisation des ressources en eau du bassin, et de juger de leur rentabilité. On remarquera que l'étude des ressources en eau du bassin en question a été menée sans faire intervenir le bilan hydrologique. Celui-ci était considéré, au départ, comme la principale méthode d'étude de la réserve du bassin. Ceci était valable lorsque l'on ne disposait d'aucune mesure directe concernant l'eau souterraine; ce n'est en effet qu'à partir de la seconde étape de l'étude que des forages d'observation ont été entrepris. Actu- ellement, on dispose d'enregistrements limnigraphiques réalisés dans les piézomètres, et couvrant une durée de 3 a 5 ans; grâce à ces mesures, il a été possible d'élaborer et de tester un modèle théorique de l'écoule- ment souterrain (chapitre 4, paragraphe 1), â partir duquel on peut maintenant évaluer la réserve directe- ment, sans passer par la voie indirecte du bilan. Pratiquement, le bilan comporte deux inconnues : l'évapotranspiration réelle, et la variation de la réserve souterraine entre les limites de la période considérée; le premier terme ne peut être calculé, dans l'état ac- tuel des recherches dans ce domaine, que par des méthodes plus ou moins empiriques; quant à la grandeur du second, elle est du même ordre que l'erreur possible sur la somme des autres termes (tableaux 4.-8 et 4.-9). Ainsi, le bilan ne constitue pas, dans le cas présent, une méthode pratique d'étude quantitative de la ré- serve. Comme il a été vu dans ce qui précède, les conditions d'exploitation de la réserve seront différentes si l'exu- toire du système d'écoulement souterrain est en période de crue ou de tarissement. En période de crue, les ressources sont identiques à la fraction du débit global du bassin de La Brévine qu'il sera pratiquement possi- ble de dériver (chapitre 4, paragraphe 2. 5.1 et fig. 4. - 15); si cette fraction est voisine de 100 %, on aura: Ressources = débit global de la nappe; ce captage très près de l'exutoire (seuil du Bois de l'Halle) du systè- me d'écoulement a une action négligeable sur la réserve. En période de tarissement, les res- sources sont très supérieures au débit naturel, puisque celui-ci peut cesser complètement (au niveau du seuil du Bois de l'Halle) et que l'on admet un épuisement de la réserve jusqu'au niveau de la galerie drai- nante (chapitre 6, paragraphe 2). Pour un même ouvrage de captage, on obtient donc, selon les conditions na- turelles, deux situations opposées, qui correspondent aux deux cas limites de l'exploitation d'une nappe décrite par MARGAT ( 1969, p. 14). Dans les deux cas, la ressource est prélevée sur le facteur "débit à l'exutoire"; dans le second cas, le débit capté étant beaucoup plus grand que le débit sortant, on épuise la réserve,- l'éva- luation des ressources est donc obtenue par étude directe du facteur "débit à l'exutoire" et de la loi qui régit l'épuisement de la réserve. Le bilan n'a pas d'utilité pratique dans ce cas (MARGAT, 1969). Par contre, l'établissement du bilan garde sa signification vu sous l'angle de la recherche scientifi- que; il "impose de chercher a évaluer d'abord tous les composants discernés indépendamment les 157 uns des autres, puis les sommes des deux termes, ainsi que A réserve. L'interprétation de l'écart - ou de l'absence d'écart - résultant de la confrontation de ces termes, c'est-à-dire de Ia mise en équation propre- ment dite, vient ensuite" (MARGAT, op. cit., p. 55). A la suite des considérations ci-dessus, on voit que les recherches concernant les eaux souterraines sont de première importance dans le cadre d'une étude semblable à celle du bassin de la source de l'Areuse. Les données relatives à ces dernières sont d'autant plus rares que le coût des forages profonds en terrains calcaires est élevé; aussi, lorsque l'on a la possibilité de réaliser des sondages, on doit er. tirer le maximum de renseignements possible, faute de quoi les sommes investies dans les travaux seront mal utili- sées. Les mesures à réaliser dans les forages ont surtout pour but les points suivants: 1. Etude quantitative des relations entre la fissuration en surface et en profondeur, et la perméabilité K. 2. Estimation quantitative des champs des facteurs K (coefficient de perméabilité de DARCY), M (porosité efficace) et ^ (potentiel hydraulique). 3. Etude des propriétés chimiques et physiques de l'eau, afin de les confronter avec le modèle théorique du système d'écoulement. Ces conclusions rejoignent celles de KIRALY (1969 d). D'autre part, un facteur du modèle théorique a été négligé dans la présente étude, faute de données; il s'agit de l'infiltration dans la zone non saturée. Dans le domaine du karst, ce phénomène est mal connu,- il peut diffi- cilement être étudié dans des forages; par contre, des observations à ce sujet devraient être entreprises dans des cavités naturelles ou des galeries artificielles. 158 BIBLIOGRAPHIE AUDETAT, M. (1961-1963): Essai de classification des cavernes de Suisse. Stalactite, Bull. Soc. 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Années civiles Années hydrologiques Le Combasson Les Verrières La Place Jeannin Les Fontenettes-Dessus Le Bois de L'Halle La Chaux-du-Milieu La Clé-d'Or Le Grand-Gardot La Brévine 1959 _ - - - - - - - (1159) 1960 1959-60 1787* (1697) 1779 (1536) 1480 _ (1350) 1371 (1295) 1299 - (1326) 1352 (1353) 1328 1961 1960-61 1554* (1500) 1429 (1462) 1375 _ (1264) 1199 (1160) 1121 - (1343) 1285 (1295) 1228 1962 1961-62 1668* (1530) 1521 (1426) 1430 — (1214) 1188 (1237) 1217 — (1451) 1410 (1279) 1344 1963 1962-63 1873* (1618) 1646 (1562) 1606 — (1369) 1367 (1465) 1457 — (1463) 1504 (1401) 1391 1964 1963-64 1342 * (1047) 1212 (1005) 1117 - (962) 1107 (926) 1040 - (1045) 1157 (1023) 1117 1965 1964-65 (2611) 2103 (2223) 1722 (2241) 1745 — (1910) 1524 1600* - (1975) 1596 (1971) 1571 1966 1965-66 (2204) 2364 (1835) 2050 (1935) 2088 _ (1708) 1703 1882 * - (1662) 1788 (1738) 1866 1967 1966-67 (1802) 1909 (1512) 1618 (1757) 1898 - (1473) 1637 1520 * (1349) 1343 (1430) 1527 (1435) 1513 1968 1967-68 (2371) 2513 (1929) 1991 (1958) 2091 - (1653) 1725 1852 * (1579) 1618 (1679) 1776 (1823) 1920 1968-69 1773 1555 1561* 1483 1209 1330 * 1387 1347 1429 Module pluvio-métrique annuel, période 1960-68 (années civiles (2247) (4 ans ) (1654) (1654) - (1434) (1217) ( 5 ans ) - (1486) (1480) Module pluvio métrique annuel, période 1959-69 (années hydrologiques) 1889 1652 1639 1631 « 1403 1432 1396 2> 1474 1471 166 3 CT B o '> 3 "3. Qi 's •a o a C tì CO E » « 4-.M1. "3§ 3 5 —. ^ « U 3 (U C E J= O S a. o ffl O Sj (rt M 2 L C S s s = 3 — O w O -- Q) HU bO M l-i » ¦—t OUI plu\ Î- a> OJ Ti T) CJ C ;r, cu fi CI) bo ni O mJ U _l !¦31 3 a o 'S -3 ö u OJ O) to TJ 3 «¦ss -a 3 g u E cu ^ 2 S § S I CL) (U -ä E E S. h h ti 2 XbT* co 3 « d Ia,- CN -H ' CN P-Tf O Tf CCJ —4 CO lO CN P-CO -H -H O CN r-O Ov Tf O Ov m -H -H Tf CD in r-o" CN o" -H Tf o" P-O o" CN P-O* J3 O (J X O a,' vu O —t in o -H vu in CO ON O 0I co" Tf -H P-Tf in O1 -H CS -H Tf CO* Ov OO co" 2 r-r-" CO o" Ov I Xno m vu -H Tf o vu O CO o Tf O CO r- nO CO O P-O -H -H S3 CO o Tf o b (U -H O O CN 2 m -H CO P- Ov -H Ov CO CO CO CO Ov~ CS CS Tf I-" O 00 co -H X CN oo" S3 CN CO o" O Ov_ o" CO —4 HiAi0 m CO O -H m O CN -H CN m Ov O -H CO O O O -H Tf O -H CN Ov -H CO CN -H co CS -H < > Cui"' -H Tf S3 -H -H 2 a. —* sO CN CO CO O CO O —H CO -H -H Ov CO CO -H X OV -H O co O CN Tf -H 00 Tf m -H HAl0 CO O -H ON Tf -H vu o O iO O Tf Tf O CO CO -H O m o Ov O -H CO O -H m o —4 O O 3 KH •—I .M Oh O -H CO lO »o -H CJ\ vu Tf CO r- 2 -H -H Tf X CN P-" r--H c> i— o" Tf -H Tf -H S3 —i Tf CN CS -H O^ LO .-H -H IA'o OO -H -H CO O -H CO o Ov O CN vu Ov O r-O Ov vO O O OO O Ov S3 O m -H O O —4 ti CuT -H CO Tf —H cO_ co" -H -H 2 m co Tf CO CN (N o_ O Ov CD CO* O P--H >-4 S3 CO O P-I-* O o_ CO OO -H CS -H Al3 O O S3 a CO —4 O CO (N -H m CN -H CS OO O vO Ov in O P-O -H Tf Ov O cd 2 > Ch CN Tf CO 2 CO CO" co -H vO CN*" CO CO -H Tf_ ViT vO -H CO -H X p-CO CO ¦—I O CN O ^o Tf CN —H CO -H -H An3 r-CN O r- P^ Tf —4 CN r-O CN -h; CS Tf -H CO Ov O CS Tf O Ov r-O CO m -H O O .—! 5 > Ch Z CN CN CO -H Tf in -H -H m o CO Tf O -H/ CO CO -H CO O Tf -H Tf Tf m S3 Tf CS CO CO CO ¦-» P-m CS -H HH3 Tf r-O CO CO O CO iO Tf CN CN CS O Tf -H Tf m O CO CO O CO O —H Ut ca Ch ~* CN ov CO 2 CO CO -H CO CO in m -H -H -H X ^O CN CS CS CS Tf vO -H Tf P-" Tf -H Tf lO OO ¦—1 vu" Ov O o" CO -H 8 "- o" CO CO —H —H CN o" •—4 Tf o" Tf O CO CS -H OO P-o" Ov Tf o" O CN —1 in CO O U > yu a ^* Ch CO —4 -H Ov CO CO -H CO in (M -H O1 CO* P- 2 CO 00" CO Tf in S3 X CO CO* Ov -H vu -H O -H r-so" r- Ov" CO -H r-* O -H , "D p-O p-o —i -H —1 -H in o m co O P-O -H Tf O -H -H P-O CN CO -H CN vu O CO Ov O > —» Ch m -H CO CO CN -H O -H Ov CN Tf 2 Tf CN CO Tf CS Tf -H —1 S3 -H m -H O- X Tf S3 CO CS CN CN P- ¦—1 Tf CS K IK! 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O E 4-1 (U + O) O « co w P- Jî « ^ O v> U 3 3 •—• t-i (X U _. O E (Tt Vl > Vl I-I -1 Q) <1> CtJ O > Humidité relative [%] E 3 ° O UO CM —I nOuONCOocOcONNtPcOiO cmcmcmcm-h-h-m-h Fév. Minii o creo CM NomcMoc*o> AoUt Maxi,a 16,5 10,5 OCOP-TruOCMvO-^COiOOOTf CMM3CM P^-H Tf N C> Tt" CM nO~ P^ -H-H-H-HCMCMCMCMCMCM-H 29,4 Maxi. moyen io ¦* "*" CO~ COMO'J'I'MlCOO^t-^O'HO O p-~ ^f O ro co uo vo" P^ n" co -h -H -H -H -H ¦—t -H -H 10,1 bsolu ' Jour CO On CM COiniOCNOOCM-H^UO-HMSxO -H-H-HCMCM CM -H CO CM —I Janvier Mini .a -13,8 -13,8 O O O 0"û V « J) m * IO W P-COCOTp-HO-H-H-MvÛOOsO CM-H —i —( I I I I I I I III -27,0 Mini. moyen CO P-CM CO ¦ i r— co no co cr* ^j* no no no -h cm no oo-Huô-nco vu \û r- mO in ^t" io ¦ il it O'T Thermomètre de station .—. Ih CM 3 B £, 3 -H Août COiOOOCOi/ÎO,,*CO-H-^ip--H CM CM —1 -H ^ ^ Maxin 13,6 10,5 CMOCMOCOmOOCMiOCOCM -neo hiûo'ni1 COIn-MuOIiO -H-H-IHNN(SNNNH 28,0 Ih B — 3 co t> CM ojininHco-u-uNH-o-o -H-H-H -^NNNCMCON-H Janvier Minin -11,3 -13,2 N^o¢0ln^l0^o^^lX'^| nO P-" P-" CM O i/ï UO "¦£ N nO" P-" nO N-H -^ ~^ -26,2 -H O 2 00 CM OO I NOCOONOONNONOmp-O CON—imOON-HNNCOON I I -H-H-H-H II 5,5 O co CM CO tf O O iONcosOsOomcor-vûcO'* t^N-htCP-OO-hOP-ON i i -h -h -h -m ii •* O CO CO -H -3" O CM -H CMTt'vûCONONOOP-MOCOP-'* omNcoNinTfinr--H-HO 8,8 O co r- -H -H O" -H comoNcoNiop- moocoo 1/Ì -h CO CO P- —- O O CO P- N N I I _l -H -H I , 3,8 Mois Janvier Février Mars Avril Mai Juin Juillet Août Septembre Octobre Novembre Décembre Moyennel année f Janvier Février Mars Avril Mai Juin Juillet Août Septembre Octobre Novembre Décembre Moyennel année j Année 1965 996T 169 170 o^inoift^No-sOH CO — CS CS CS -ICS-H N m N Dec. CO O N .... 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I I I I -28,2 ONiONOvOOOOOCO coo-Hcor-omcoooo Il ~4 r^ -* 0 r-CO Tf 5,5 NvDHOco-HThcoeOOvOeo ThoOinr-HcoHoov —< n Il ^ ^ m^ I -H ino-H-HvocoNr~o»n CO-H-HNvOOTf-HOvr^ Il —l—< N f N m 4,5 r-NHONr-NcocoHr-r-ThHHCOvOONOCOCOON Iti HH P 4,2 NHVOOOCOM1COCOOIn OCOTfVO-HThOr-COtO ~^ ~^ ¦" CD P5 HO O III —I -^ t-^OfOCONNO-cONO H H ^¦iciNCO-ûvO^ I _l _H _H _H -H -H o-x>cor-OHNco-£>r— ¦^•OCNHQOO-COOCON III -H-H Janvier Février Mars Avril Mai Juin Juillet Août Septembre Octobre Novembre Décembre Moyenne 1 année j 1969 Humidité relative [%] vÔ* M C 3 o o CN OiOCOCNCOvOcocOvDCOvOiO CN CM CN H -h H -h Vj. Vj. iO CO H Février Minir CO Tt" COCMCOCOCOCOCNCOCOCOThVO Tf CN iO O 2 CN ¦¦* OO CO coo^r^-HcocorfTf-ûcoTp r-cor-r-r~r-r»|v-r-t—r-oo VÛ O CO H CN vu r-CO CO COT^CMlO-HTpCOTfLOCOCOvO cocococococococooocoooco Tf CO O CO CO —( CO OO r- r- ONCOvDOCNCOiOTfO-«lOf-vOvOiOioioioioiOT}>vONûr- O vO O CO fv- CO vO OO CO N f» Ul CO O -i H iO O iO -O OO COCOCOOOOOCOCOCOCOCOOOOO iO CO Température de l'air [ C] Thermomètres maxi - mini r-* o h C3"incdnw'r-''j'co_1 tj r-* c^i CN (N (N-I-' —I ^ O Août Maxi .ai co m oo" r-" h COCNTfOCNiOOiOiOOOO ^ThCN'cjCcor-'Qeî'wsd'Ti'-ûcd' HHHiSCSMNnMCSH 31,5 Maxi. moyen co_ vO iO CO lOvOiOiv-r-r-cococoeococo or- m h m" oT co co a* * * h 11,5 bsolu ' Jour Tp O CN COvOvOCNCOCNHsOiOHvOr-HHCNCNCM CMhCOCM Janvier Mini .a O h CO CO* H H iOCNOOOOOOOCNCNO vo" vD~ vO COHCDCNHHiOTfVo" CM H HH i i i i i i i r t -26,5 Mini. moyen Tp vO co" co" t I TpcoocomcoVor^TcoiOco OHlOHCOvOvOr—vO'rfTfTf III Il 1,0 Thermomètre de station U 3 r-* iri o Sm « co' S h "* h ^ £ ^ -S N> Tf-iO iO CM H Août Maxirr 17,8 6,8 CNhOhOOCMOOOOtC o* es* es" co n ifî r- h ^o n i/î r-" HHHHNCSCSCOrSNH 31,0 E o 3 "—i P CO* O CN COvOiOhCOCNCNvOlOhvOvO ^ —i ^H \NHCQCS iO CN Janvier Mini O CN lO CN H H I 1 OOHOOHiDOOOCNTfiO COiOTfCNHTfvOCOCNiOHCN tN h ~^ -~t i l i i ill -23,8 H O 2 CO iO o o" lOocNcocMvûOior- h« n TfCMOlOOCMCMCM-HOOH I I -S-Hi-I-H II 5,8 O CO H CM H Tf O O vOHHsfsococooooooor^ m cm h Tf r— oo — or-OH I I -I -H ¦—• Il 4,6 O CO co H H r-co" —" OCOThCOl— VU \D ifl CO H l/l H OvOTforor-vOt— oococno 10,0 O CO CO vO o" o" I I COHHOOTTr-VOTfTrCNCo lOHtOTpfv-Hoocor-cMH I I ¦—I -H —I |l 4,0 Mois Janvier Février Mars Avril Mai Juin Juillet Août Septembre Octobre Novembre Décembre Moyennel année J Janvier Février Mars Avril Mai Juin Juillet Août Septembre Octobre Novembre Décembre Moyennel année J Année 1965 1966 CJv CO CO OO CO Tf COOOvOCO(Nm CNCN -HCNCN —( —< (N H M CN CO O Tf H OJ Ï Ki p- in in in p- cjv cn io co «o co co COCNCOCOIMCN fO P) PJ O (O ^ m CN t— m m * \o m cn h co h co p- (^ vu t- ^ so su iß |v f» r- f. f« O P- cn in Tf co cjv co o o> o o ¦* h ODvO N iO ivû vO P- OO CO P- CO co tv- VOvOO^f-CfN Tf o m h h co vOinvûuoioin Tf in in in vo vo vO m CN Tf CO vO CJv —" Tf CO Tf CN Tf -H co r- co P- P- co P- co co co co co O co o o iv- o p- H CN -H CN H fv- CN Tf Tf inofflaf o w wo Tf n< m 05 ^ m o ojin -3-3- r- co r- vo ov h tv r- vO »e 10 vu ci co W W _ — .-h m o Tf m p- ov -h OO P- vO vO UO vO X-X-X 3 3 3 (U 0) (U ^ >: 3 3 3 ri 2 MJ 4-14-1 4-1 CU o o u 3-3 -------(U-OJ-OJ ¦H .¾ _, Ki "OJ XU ¦* -a -a T3 W W vu e a___a>_ 00------uu u s s m S S S 2 23 e s s ________________________M H OOO ----------------------------------------O)-(U-------H"H "H ' w w oc bß oc M-ioco-'a'co^xic^^^.sj coooco[v.vDvoOOvdXCX*i! o m vo tc ^Ji o r^ vo in in in vo co co p- p- vO O vD p- 173 Ov m m p- co Tf CN CN —1 CN CN 00 Ov CN vO CN Tf CQ ™* -H CN -H -H CN CN Juin vûTfinCNOvOOCNP--H-Hi-H H H-NNNn HM NCO H CN Juillet 0 0 m 0 0 co H CO vd" co" (v." 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Tf -H -H CN Tf I I I I -H O CN in CN Ov cjv t*- m co CN Ov I I 0,5 vÛCOvOOvOOOTfCNCOTf-HCN coTfinocNmoocoinTf-Hio I I 1 II 0,8 Ov co in 0 00 Tf CN CN CO CN CN CN CN vu O Tf CO CN —* -H CN Juin Juillet p-inmcNovOOCNr-CNHH -h-hCNCNCNCOHCNCNH CN O CN Tf CN O 0 —< no vo m co p—l i—i -H i—i CN CN vO O O vO vD if P- 1O vO H '»f vO CN CN CN CN -H 28,0 COCNOvOvOOOCNOOOOTf Tfp-incop-cooTfcocNvoo HCNHCNCOCNCNCNHH 30,0 Dec. CNUOCOTfCOOCNvOOvP-H-H —H -H -I W H N -H \ [I) •—I Janvier —h —1 -H p- CO vD -H —I CO H CJv Tf CO Ov CO O -H CN H CN -H CN CO O CN O CO O HvO vO PJ (M CN -H CN O OO UO CO O p- in -h in co —t —1 CN I I I -21,0 TfoocoTfcNinooooo incNinr-omcoTfcN hvoo CN H h CN ..... Ill -25,4 CN H CO Tf CO CO CO O CN CO CO O 1 •—1 CO H CO CO CO vO m co 0 co CN Tf 1—I 1—I 1—t t 5,6 OvTfOCOvOvOr-COCOOCJvH cOOOuOp-HCOCNOvOvHCN Il -H -H «H I Tf IO 00 co p- 0 m 0 CO O —' -H vO Ov I I Tf CO O O CO vO CO —I CJv t- ¦—" iO -H -H I 4,2 inHuooooTf-Hp-cNCNP-eo Tf-H-HTfincjvcNocor-ocN III -H —4 I 4,1 -H -H p- O CN Ov 0 Tf in co co m I -H -H Ov CO Tf —H UO pv--H co in m vo —< CM ~t -^ _i 1 10,2 vOcjv^cop-vOvor-ocjvvOH HCNUOH-HvOCOvOinTfuOO 9,8 CO -h O CO O CO in CN 0 —• vo 0 1 1 m 0 r- -h CN Tf ^H(VyOOm ¦—< —I I 3,7 -HCNCNP-OCOCJvCNCJvvOvOvO uOCNCNrop-OH-Hr-vOOCO III _h -H -^ I °1 co" Janvier Février Mars Avril Mai Juin Juillet Août Septembre Octobre Novembre Décembre Moyenne 1 année J Janvier Février Mars Avril Mai Juin Juillet Août Septembre Octobre Novembre Décembre Moyenne T année J 1967 1968 174 O co O -h" CN ^ CN On —1 CN OO m Tf CO (O CO nO CO CN 3 3 3 3 Ov w iJ r*-U O CO -H CN CJn co r- e déf e déf* 86 O CO ON CJN Tf Tf CJn On -omet] ¦omètt 66 nO On nû nO m in m Tf bi) bc X X co On CN CO O m t-On CJn .-^c" . . . I-* CO CN ^H \0 CO O —* CN \-^ CN ~t •**. Qn O vO —I ^H —« CN O* CN CO On CN OO nO O O -vf t-*£ co" CN -T NU co H CM N M 27,6 26,2 23,4 24,6 h o -tO-il (N cn" o vo o no" ^o" -H i—I ¦—I 21,8 19,9 18,9 18,0 nO O O On -H O —I CO —1 CN CN ">"> ^> Qi O CO -h o -H CO 26./29. 31. O Tf O nO ^ O iO O O iO UT> O I I I ( I m co CO* CN co m i O CO IN O (O IO I t I CN CO nÛ -H CjN (^ vu -H CO —< nO O ¦* o CN CN —' CN —l —l ^. -v. O CN CN —l r- cjN 12./13. 29. Tf Tf O nO O O vo r- —< o io co" —I CN CN CN 27,4 25,4 22,8 24,2 \0 O Qn CJs —* ^* -H —H CN -H CN vO —1 CN CO • O CN O m O CO Tf C^ T— iO CO •—i i i l i l m CN CO* CO CO O •H IO I nO *h CP CO CO O H T)I M Ì0 14,8 12,8 11,2 7,1 CO St* —H CJN CO ^H CN IO O CN r» O I I I 12,8 11,1 O CN CJN "f O —' CN ^o —< r*--H O tf> CO iO tt i p—i i—i 20,3 18,5 17,7 17,2 O vD O OO vO Tf co in -^ CN r-" c> I I I 13,3 10,4 -H CO C> CN Janvier Février Mars Avril Mai Juin Juillet Août Septembre Octobre Novembre Décembre Moyenne! année j 1969 « O CO 'S —* ta H CU êtres [ectur U f S her oye " h !-J 3 4- co O (U CO CO -i —i rt _c O CU V) CO V) r- U CIt cet Xl CU Xl ta U W -1 3 3 a. U D, m CU cd en CU Surcharge appliquée (m d'eau) abc Perméabilités correspondantes (I0*6m/s) abc Date de m à m m ( mm) 7,78 10,84 13,90 16,96 20,02 23,08 26,14 29,20 32,26 35,32 38,38 41,44 44,50 5,85 7,78 10,84 13,90 16,96 20,02 23,08 26,14 29,20 32,26 35,32 38,38 41,44 1 3 3 93 06 06 1 1 SO I 85 100 110 115 105 105 95 95 105 115 100 105 105 130 3,01 1,78 1,46 1,36 1,62 1,62 1,89 1,88 1,61 1,34 1,77 1,62 1,65 1,27 6/5 1964 45,24 48,30 51,36 54,42 57,48 60,54 63,60 44,50 45,24 48,30 51,36 54,42 57,48 60,54 0,74 3,06 145 il 100 110 110 100 100 110 110 4,70 1,71 1,74 1,88 1,88 1,69 1,72 28/4 1964 65,26 68,32 71,38 74,44 77,50 80,56 83,62 86,68 89,74 92,80 95,86 98,92 63,60 65,26 68,32 71,38 74,44 77,50 80,56 83,62 86,68 89,74 92,80 95,86 1,66 3,06 1 30 100 110 100 100 100 95 100 110 100 100 100 100 2,88 L47 1,80 1,82 1,80 1,95 1,80 1,49 1,83 1,82 1,80 1,82 28/4 1964 102,46 105,52 108,58 111,64 114,70 117,76 120,82 123,88 126,94 130,00 133,06 136.12 139,18 142,24 99,40 102,46 105,52 108,58 111,64 114,70 117,76 120,82 123,88 126,94 130,00 133,06 136,12 139,18 3,06 1 15 100 95 100 100 95 100 100 105 100 90 95 90 90 110 160 190 1,84 1,90 1,84 1,86 1,92 1,76 1,77 1,64 1,74 2,10 1,94 2,07 2,08 0,58 0,50 0,42 21/4 1964 144,80 147,86 150,92 153,98 157,04 160,10 142,24 144,80 147,86 150,92 153,98 157,04 2 56 85 85 100 95 100 100 110 110 2,21 2,16 1,98 1,96 1,58 1,63 28/4 1964 1.3 LA CLE D'OR 180 Profondeur diff. 0 forage Surcharge appliquée (m d'eau) Perméabilités correspondantes -6 Date {10 m/s) (mm) de m à m m abc abc 163,16 160,10 3,06 85 100 1,98 28/4 166,22 163,16 95 2,14 1964 169,28 166,22 100 1,98 172,34 169,28 100 1,96 175,40 172,34 95 2,14 178,46 175,40 100 2,01 181,52 178,46 100 1,94 184,58 181,52 95 2,14 187,64 184,58 95 2,16 190,70 187,64 100 1,98 193,76 190,70 100 2,00 196,82 193,76 100 2,06 199,88 196,82 105 1,85 202,94 199,88 100 2,02 206,00 202,94 100 1,94 209,06 206,00 100 1,98 212,12 209,06 105 1,85 215,18 212,12 100 2,02 218,24 215,18 110 135 1,20 1,11 221,30 218,24 105 1,85 224,36 221,30 110 1,60 227,42 224,36 100 2,00 230,48 227,42 105 1,83 233,54 230,48 100 1,96 236,60 233,54 100 1,98 239,66 236,60 100 1,94 242,72 239,66 100 1,87 245,78 242,72 105 1,71 248,84 245,78 100 1,94 251,90 248,84 100 1,92 254,96 251,90 95 2,10 258,02 254,96 95 2,07 261,08 258,02 95 2,10 264,14 261,08 95 2,16 267,20 264,14 100 1,96 270,26 267,20 95 2,03 273,32 270,26 100 2,02 276,38 273,32 95 2,09 279,44 276,38 100 1,96 282,50 279,44 110 160 190 0,52 0,56 0,63 284,14 282,50 1,64 75 100 3,26 6/5 287,20 284,14 3,06 " 105 1,87 1964 290,26 287,20 " •• 115 1,61 293,32 290,26 " it 105 1,83 296,38 293,32 " " 100 2,04 299,44 296,38 " *¦ 105 1,87 302,50 299,44 " " 110 1,75 305,56 302,50 " " 105 1,89 308,62 305,56 " " 120 1,51 311,68 308,62 " " 115 1,67 314,74 311,68 " " 105 1,87 317,80 314,74 " " 110 1,77 320,86 317,80 " " 105 1,89 323,92 320,86 110 1,75 1.3 LA CLE D'OR 181 Profondeur diff. 0 Surcharge appliquée Perméabilités correspondantes Date forage (mm) (m d'eau) (I0"6m/s) de m à m m abc a b C 326,98 323,92 3,06 75 105 1,92 6/5 330,04 326,98 " 105 1,89 1964 333,10 330,04 " 100 2,08 336,16 333,10 " 105 1,89 339,22 336,16 " 105 1,87 342,28 339,22 " 115 1,61 345,34 342,28 " 105 1,87 348,40 345,34 " 100 2,00 352,46 348,40 4,06 100 1,60 355,52 352,46 3,06 105 1,85 358,58 355,52 h 115 1,57 361,64 358,58 " 110 1,72 364,70 361,64 " 105 1,83 367,76 364,70 M 105 1,87 370,82 367,76 " 100 2,07 373,88 370,82 " 105 1,89 376,94 373,88 " 110 1,75 380,00 376,94 " 115 1,61 383,06 380,00 " 100 2,06 386,12 383,06 " 105 1,89 389,18 386,12 " 100 2,10 392,24 389,18 " 100 2,08 395,30 392,24 " 105 1,87 398,09 395,30 2,79 65 110 2,69 12/5 401,15 398,09 3,06 65 110 2,54 1964 404,21 401,15 ¦' " 2,58 407,27 404,21 ¦' ¦* 2,43 410,33 407,27 " " 160 1,54 1.19 413,39 410,33 " " " 175 0,54 0,57 0,58 416,45 413,39 " " " 170 0,65 0,58 0,57 419,51 416,45 " " " 0,82 0,93 422,57 419,51 " " " 0,72 0,77 425,63 422,57 •i h il 180 0,07 0,12 0,12 428,69 425,63 " " " 180 0,05 0,06 0,08 431,75 428,69 " " " 2,43 434,81 431,75 " " 160 180 0,11 0,09 0,08 437,87 434,81 " " " " 0,45 0,39 0,38 440,93 437,87 " " " " 0,45 0,38 0,37 443,99 440,93 " " " " 0,18 0,17 0,18 447,05 443,99 " il " " 0,26 0,25 0,26 450,11 447,05 n " 1,02 Tableau 4.-4 Résultats des essais d'injection d'eau dans les forages 1.5 LESVERRIERES Profondeur diff. Absorption totale (1/min) Profondeur du niveau d'eau (m) 0 forage (mm) Date de m à m m 7,85 8,70 9,95 12,00 13,70 8,70 9,95 12,00 13,70 15,00 0,85 1,25 2,05 1,70 1,30 15 15 13 15 15 -19 145 1/4/1965 15,00 16,70 17,50 20,50 22,00 16,70 17,50 20,50 22,00 25,30 1,70 0,80 3,00 1,50 3,30 28 39 52 51 43 -19 145 2/4/1965 25,30 26,20 28,15 30,20 26,20 28,15 30,20 31,75 0,90 1,95 2,05 1,55 62 68 117 120 -19 145 3/4/1965 31,75 33,95 35,00 36,95 38,45 39,70 40,85 33,95 35,00 36,95 38,45 39,75 40,85 43,45 2,20 1,05 1,95 1,50 1,40 1,10 2,60 201 214 214 217 217 220 220 -19 145 il 5/4/1965 43,90 47,25 47,25 50,60 3,35 3,35 220 285 -19 145 130 6/4/1965 50,60 51,80 54,85 57,75 58,80 51,80 54,85 57,75 58,80 61,00 1,20 3,05 2,90 1,05 2,20 300 300 310 310 débimètre ne fonc -19 ionne pas 130 7/4/1965 68,25 71,20 2,95 304 -19 130 8/4/1965 71,20 74,60 3,40 297 -19 130 12/4/1965 74,60 77,45 80,35 77,45 80,35 86,40 2,85 2,85 6,05 295 293 285 -19 130 ¦I 13/4/1965 86,40 92,50 92,50 95,25 6,10 2,75 290 287 -19 130 14/4/1965 95,25 97,80 2,55 2 115 27/4/1965(*) 97,80 100,00 103,00 100,00 103,00 104,75 2,20 3,00 1,75 2 3 5 -14 115 28/4/1965 104,75 107,31 107,31 110,85 2,56 3,54 98 93 -20,70 115 29/4/1965 ( * ) Essais continués après revêtement de la partie supérieure du forage (jusqu'à - 95,25 m) 183 1.5 LESVERRTERES Profondeur diff. Absorption totale (1/min) Profondeur du niveau d'eau ( m) 0 forage (mm ) Date de m à m m 110,85 113,10 116,25 113,10 116,25 121,31 2,25 3,15 5,06 98 96 113 -98 115 30/4/1965 121,31 125,37 128,34 125,37 128,34 129,84 4,06 2,97 1,50 249 245 252 -98 115 1/5/1965 129,84 134,00 137,60 134,00 137,60 139,90 4,16 3,60 2,30 264 353 essais non effecti -98 es 115 3/5/1965 139,90 162,36 22,46 essais non effecti es 115 4-5/5/1965 162,36 165,58 165,58 167,38 3,22 1,80 358 353 -64,30 115 6/5/1965 167,38 170,03 170,03 176,33 2,65 6,30 348 393 -73,40 115 7/5/1965 176,33 180,00 180,00 185,49 3,67 5,49 387 391 -67,00 115 8/5/1965 185,49 190,70 190,70 193,56 5,21 2,86 non effectué 450 -83,80 115 10/5/1965 193,56 200,03 200,03 206,04 6,47 6,01 458 443 -87,30 115 11/5/1965 206,04 210,20 212,26 210,20 212,26 212,86 4,16 2,06 0,60 464 447 451 -99,60 115 12/5/1965 212,86 215,94 3,08 243 -101,00 115 13/5/1965