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2.3 : La physique du mouvement des eaux souterraines - Géosciences


Une fois que l'eau de surface s'infiltre sous la surface du sol et continue de descendre par percolation, elle est devenue une eau souterraine. À ce stade, nous devons traiter de la physique du mouvement des eaux souterraines. Cela relève d'une branche de la dynamique des fluides connue sous le nom de s'écouler à travers des milieux poreux. Les caractéristiques essentielles de l'écoulement à travers les milieux poreux sont communes avec l'écoulement dans les tuyaux et les canaux (chapitre 1), mais certains aspects sont distinctifs de l'écoulement des eaux souterraines.

Je dirai quelques choses sur la nature fondamentale du mouvement des eaux souterraines au moyen d'une autre expérience domestique enrichissante (Figure 2-6). Celui-ci est assez simple à faire et serait facile et peu coûteux à installer en peu de temps dans votre sous-sol ou dans votre jardin. Pour cette expérience, vous aurez besoin d'un grand récipient, ouvert en haut, qui retiendra l'eau sans trop de fuites. Vous pouvez clouer quelque chose en bois et le rendre étanche avec un pistolet à calfeutrer, ou vous pouvez emprunter ou acheter un fût en métal de 55 gallons. Un grand baril de déchets en plastique serait bien aussi. Montez le canon sur un support au-dessus du sol ou du sol et fixez un tuyau horizontal à la paroi du navire juste au-dessus du fond. Ne vous inquiétez pas trop du problème pratique de la fixation du tuyau au canon de manière étanche ou presque. Collez un morceau de grillage métallique fin sur l'entrée du tuyau à sa sortie du canon. Depuis l'extrémité aval du tuyau, remplissez le tuyau d'un matériau granulaire naturel comme la terre de votre jardin ou le sable de votre bac à sable. Lorsque le tuyau est plein, fixez un autre morceau de tamis métallique fin à l'extrémité aval du tuyau.

Faites passer votre tuyau d'arrosage dans le récipient jusqu'à ce que l'eau déborde, puis laissez-le couler pendant l'expérience pour assurer un niveau d'eau constant dans le récipient. Ce que vous voulez faire, c'est mesurer le débit (c'est-à-dire le débit volumique) d'eau à travers le milieu poreux et à l'extrémité aval du tuyau. Vous pouvez facilement mesurer cela en utilisant un bac de récupération à l'extrémité aval du tuyau et en mesurant le volume d'eau capturé dans le bac de récupération avec une tasse à mesurer et en mesurant le temps d'écoulement avec un chronomètre.

Réfléchissez maintenant à la nature du milieu granulaire poreux dans le tuyau : il se compose de un nombre énorme de petites particules solides, de géométrie plus ou moins irrégulière, chacune en contact avec un petit nombre de particules voisines. Regardez une unité de volume représentative du matériau poreux. Il est composé de deux sous-volumes différents (Figure 2-7) : matériau granulaire solide, et espaces interstitiels vides, qu'on pourrait appeler espaces vides ou alors espaces interstitiels. Avant de commencer l'expérience, ces espaces poreux sont remplis d'air. L'une des propriétés physiques importantes du milieu poreux est la porosité, défini comme le volume des espaces poreux divisé par le volume apparent du matériau. Les sables ou graviers meubles ont généralement des porosités de l'ordre de 20 à 30 %, en fonction principalement de la distribution granulométrique du matériau : un matériau granulaire bien trié a une plus grande porosité, toutes choses étant égales par ailleurs, qu'un matériau granulaire mal trié.

Ce que je veux que vous étudiiez dans votre expérience, c'est l'évacuation de l'eau à travers le tuyau en fonction de la hauteur d'eau dans le navire. Vous pouvez facilement faire varier la hauteur de l'eau dans le baril en perçant des trous sur le côté du récipient afin que l'excès d'eau s'écoule du récipient à différents niveaux au-dessus de l'entrée du tuyau.

Avant de discuter des résultats de cette expérience, réfléchissons à la nature de l'écoulement à travers le milieu poreux dans le tuyau. Vous ne pouvez pas facilement observer ce flux, car même si vous fabriquiez le tuyau dans un matériau transparent comme le verre ou le plastique acrylique, vous auriez encore du mal à observer les détails du flux entre les grains. Mais vous pourriez imaginer vous réduire à une taille microscopique et faire un voyage sous-marin à travers le milieu poreux en dérivant avec le flux.

L'écoulement à travers le milieu poreux est comme l'écoulement à travers un grand nombre de minuscules tuyaux à géométrie très irrégulière, se ramifiant et se rejoignant, qui se rétrécissent en passant autour des grains et s'élargissent en passant entre les grains. Les endroits étroits et resserrés parmi les grains sont appelés gorges de pores. Bien que les schémas d'écoulement soient très compliqués en détail, la nature essentielle de l'écoulement n'est pas très différente de l'écoulement à travers un tuyau; c'est juste que le "tuyau" est maintenant étroit, tortueux (avec beaucoup de rebondissements, c'est-à-dire) et très complexe géométriquement.

La question se pose maintenant : L'écoulement à travers le milieu poreux est-il laminaire ou turbulent ? En écoulement laminaire, le fluide se déplace selon des trajets rectilignes réguliers, sans se mélanger latéralement. Lorsque vous versez un liquide rigide (c'est-à-dire très visqueux) comme de l'huile ou de la peinture, vous observez un écoulement laminaire. Le débit d'eau ou d'air, sauf aux vitesses les plus lentes, est cependant turbulent. En mettant de petits traceurs flottants dans l'écoulement, vous pouvez observer à quel point les chemins d'écoulement sont sinueux et irréguliers. Une façon encore meilleure d'observer la turbulence est de regarder la fumée s'élever d'une cheminée ou d'une cheminée : vous pouvez voir les tourbillons irréguliers, appelés tourbillons turbulents. Retournez au chapitre 1 pour plus de détails sur l'écoulement laminaire et turbulent.

Qu'un écoulement de fluide soit laminaire ou turbulent dépend de quatre facteurs : la vitesse de l'écoulement, la profondeur ou la largeur de l'écoulement, et la densité et la viscosité du fluide qui s'écoule. Plus l'écoulement est profond et rapide, et plus la densité du fluide est élevée et plus la viscosité du fluide est faible, plus l'écoulement est susceptible d'être turbulent. Dans le cas d'un écoulement à travers le milieu poreux dans le tuyau, les passages sont très petits et la vitesse d'écoulement est dans presque tous les cas plutôt faible, vous devez donc vous attendre à ce que l'écoulement dans les milieux poreux est laminaire plutôt que turbulent, sauf dans des situations inhabituelles où les passages sont très larges et les vitesses sont très élevées, comme par exemple dans les graviers ouverts très grossiers, ou dans certains types de coulées basaltiques avec de grands tunnels ou passages connectés, ou dans les tunnels de dissolution dans les calcaires (Figure 2 -8).

Ce qui entraîne le flux à travers le tuyau rempli de sable est le gradient de pression aval (c'est-à-dire le taux de diminution de la pression du fluide avec la distance en aval dans le tuyau). C'est la même chose qui fait que l'eau s'écoule dans votre système de tuyauterie domestique! Il devrait vous sembler logique que la vitesse d'écoulement à travers le milieu poreux dans le tuyau dépende du gradient de pression : plus le gradient de pression (la force motrice qui provoque l'écoulement) est grand, plus la vitesse d'écoulement est grande. Mais vous devez vous attendre à ce que deux autres facteurs affectent également la vitesse d'écoulement : la taille des particules solides du milieu poreux et la viscosité du fluide. La taille des particules est importante car des particules plus grosses signifient des gorges de pores plus larges, et donc moins de résistance de frottement à l'écoulement, car le frottement résulte du contact du fluide avec des surfaces solides. (Retournez au chapitre 2 et examinez comment le rapport surface/volume augmente avec la diminution de la taille des particules.) La viscosité du fluide est une mesure de la résistance du fluide à une force de déformation : plus la viscosité est élevée, plus il est difficile de c'est pour faire couler le fluide, comme vous le savez tous en essayant de faire sortir le miel de la bouteille, par rapport à l'eau.

Sujet avancé : Analyse mathématique de l'écoulement à travers un milieu poreux

Il devrait vous sembler logique qu'il doit exister une relation mathématique entre les diverses quantités physiques impliquées dans l'écoulement décrit dans les paragraphes précédents : la vitesse moyenne de l'écoulement V dans la conduite, le gradient de pression g, qui entraîne l'écoulement à travers le tuyau, la granulométrie des particules qui constituent le milieu poreux, et la viscosité du fluide circulant à travers le milieu poreux. À condition que l'écoulement soit suffisamment lent, les accélérations du fluide lorsqu'il s'écoule à travers les petits passages sont très faibles, de sorte que nous pouvons négliger les propriétés inertielles de l'écoulement telles qu'incarnées par la densité . Donc une fonction de V, g, , et doit être égal à une constante :

[f (V, G, D, μ) = const_1 label{2}]

Étant donné que le côté droit de l'équation ef{2} est un nombre constant et n'a pas de dimensions physiques, la ou les variables impliquées dans le côté gauche de l'équation doivent également être sans dimension. Vous pouvez facilement démontrer par vous-même que les dimensions de masse, de longueur et de temps de la quantité DG2/Vμ tout s'annule, c'est donc une quantité sans dimension. La relation fonctionnelle doit donc ressembler à ceci :

[frac{G D^{2}}{V mu}= ext { const }_{1} label{3}]

Vous pouvez facilement réorganiser l'équation ef{3} pour montrer que la vitesse (V) du débit à travers le milieu poreux est linéairement lié à la quantité DG2/μ :

[V= ext { const }_{2} cdot frac{G D^{2}}{mu} label{4}]

(où const2 est juste l'inverse de const1). La valeur de const1 (ou const2) dépend de la forme et du tassement des particules dans le tuyau.

Si maintenant vous faites un certain nombre de courses avec différents niveaux d'eau dans votre réservoir d'alimentation, vous obtiendrez un graphique des résultats qui ressemble à la Figure 2-9 : vous verrez un relation linéaire entre la vitesse V et la quantité DG2/μ. (Comment mesurer g et V, vous pensez peut-être. Bien, g est juste la différence entre la pression à l'extrémité amont du tuyau, qui par l'équation hydrostatique est justegh, où h est la hauteur de l'entrée du tuyau sous la surface de l'eau et la pression à l'extrémité aval du tuyau, qui est la même que la pression atmosphérique, divisée par la longueur du tuyau. Et V est égal à la décharge divisée par la section transversale du tuyau.) Des expériences comme celle-ci ont été faites plusieurs fois, et elles montrent qu'il existe une fonction comme celle-ci pour tous les milieux poreux. Mais il faut s'attendre à ça la valeur de la constante est différente pour différents milieux poreux, en raison des différences de forme des particules et de géométrie de garnissage.

4. Par ailleurs, le fait que vous trouviez bien une relation linéaire dans votre expérience vous montre que nous avions raison dans notre hypothèse que l'écoulement dans le milieu poreux est laminaire et que la densité peut donc être négligée.

5. Les résultats de l'expérience en baril sont une manifestation d'une loi bien connue dans l'écoulement des milieux poreux appelée La loi de Darcy. La loi de Darcy stipule que la vitesse d'écoulement à travers un milieu poreux est directement proportionnelle au gradient de pression à travers ce milieu, et directement proportionnelle au carré de la taille caractéristique des espaces poreux du milieu, et inversement proportionnelle à la viscosité du milieu.

Ce qui est généralement fait avec l'équation 4 est d'absorber le 2 dans la constante :

La constante constante3 dépend de la distribution granulométrique du milieu poreux ainsi que de la forme et du tassement des particules. C'est ce qu'on appelle le perméabilité intrinsèque du milieu poreux, et il est généralement indiqué par de petits k. (Il est trompeur d'appeler cette quantité une constante. Elle n'est constante que pour le milieu poreux particulier que nous avons utilisé dans notre expérience domestique ! Chaque milieu poreux a sa propre valeur de perméabilité intrinsèque.)

6. Un dernier massage de la relation qui a commencé comme l'équation 3 conduit à une autre mesure de la perméabilité, appelée la conductivité hydraulique, qui est plus couramment utilisé pour traiter spécifiquement de l'écoulement des eaux souterraines. Vous devez utiliser le concept de Tête hydraulique, lequel est le niveau auquel une colonne d'eau s'élèverait si une minuscule colonne d'essai était insérée n'importe où dans le système d'écoulement (Illustration 4-10). Cette hauteur h est lié à la pression p dans le liquide par l'équation hydrostatique,

où est le poids par unité de volume du liquide. Rappelez-vous que le gradient de pression g dans l'équation 3 devrait vraiment être écrit ΔpX, où X est la direction vers le bas du tuyau. Substitution de l'expression pour p dans l'équation 6 dans ΔhX donne γ ΔhX, et la substitution de cette quantité résultante dans l'équation 5 donne

où const3(γ/μ) est la conductivité hydraulique. La conductivité hydraulique est généralement désignée par le capital K. Vous pouvez facilement constater par vous-même que les dimensions de K sont rapidité, parce quehX est un rapport de variables de longueur, et donc sans dimension ; valeurs de K sont couramment cités en mètres par jour.

Ce que vous constateriez, lorsque vous exécutez l'expérience du baril, c'est que la vitesse d'écoulement est directement proportionnelle au gradient de pression, et directement proportionnelle à la taille des particules du milieu poreux, et inversement proportionnelle à la viscosité du milieu. Ce résultat est une manifestation d'une loi bien connue dans l'écoulement des milieux poreux appelée La loi de Darcy. Voir le "sujet avancé" ci-dessus pour plus de détails, si vous êtes intéressé.

La façon dont la vitesse d'écoulement dépend du gradient de pression, de la taille des particules et de la viscosité du fluide de cette manière est le reflet d'une propriété physique du milieu qui est connue sous le nom de perméabilité du milieu. D'un point de vue qualitatif, la perméabilité est une mesure de la facilité avec laquelle il est possible de forcer un fluide à travers le milieu poreux en imposant un gradient de pression. La perméabilité est liée à la porosité (la perméabilité ne peut pas être très élevée à moins qu'il y ait une porosité importante), mais ce n'est pas la même chose que la porosité. En effet, il est possible que le milieu ait une porosité élevée mais une faible perméabilité, si les espaces poreux ne sont pas suffisamment bien connectés ; d'où la notion de porosité connectée. La perméabilité du milieu est d'une grande importance pour les études sur les eaux souterraines, et elle est également très importante dans l'industrie pétrolière : vous ne pouvez pas pomper du pétrole et du gaz hors des roches sédimentaires profondes à moins que la porosité et la perméabilité ne soient suffisamment grandes.

L'expérience à domicile sur l'écoulement à travers un milieu poreux est réaliste à tous égards, mais un point important : la direction de l'écoulement est contrainte d'être droite dans le tuyau. Ce n'est pas nécessairement pertinent pour s'écouler dans un grand volume de milieu poreux, comme dans le sous-sol de la Terre. La question critique ici est : Qu'est-ce qui détermine la direction particulière de l'écoulement des eaux souterraines dans un grand volume d'un milieu poreux ? Je ne peux pas approfondir cette question ici, car elle dépend de manière complexe de la dynamique de l'écoulement de l'eau. Il y aura un peu plus sur cette question plus tard dans le chapitre. Si vous souhaitez avoir un aperçu plus approfondi des modèles de flux, examinez le «sujet avancé» suivant.

Sujet avancé : Qu'est-ce qui contrôle le modèle d'écoulement d'un fluide

1. Pensez à la pression de l'eau dans un grand réservoir comme le réservoir d'alimentation pour votre expérience à domicile lorsque l'eau ne bouge pas. Pensez à une petite surface unitaire au fond du réservoir. La pression de l'eau au fond du réservoir est égale au poids par unité de surface de l'eau dans la colonne recouvrant cette petite surface unitaire, multipliée par la hauteur de la colonne d'eau au-dessus de cette surface unitaire. Si le poids de l'eau par unité de volume est et la profondeur au fond du réservoir est h, puis la pression p au fond du réservoir est justeh. Et par extension de cet argument, la pression de l'eau à n'importe quelle profondeur h dans le réservoir est également égal à fois cette profondeur h. Cette pression d'eau dans l'eau plate est appelée la pression hydrostatique.

2. La pression hydrostatique dans l'eau stagnante du réservoir est une manifestation d'un équilibre entre le poids de l'eau recouvrant un point donné, qui agit verticalement vers le bas, et le gradient de pression à ce point, qui agit verticalement vers le haut. Ainsi, bien qu'il y ait un gradient de pression dans le réservoir, l'eau ne bouge pas, car ce gradient de pression est compensé par une force égale et opposée, à savoir le poids de l'eau.

3. Supposons maintenant que vous ayez pris votre pic à glace (quelqu'un a-t-il encore un pic à glace ?) et que vous avez percé un trou sur le côté du réservoir d'alimentation. L'eau jaillirait du trou. A l'intérieur du réservoir à proximité du trou, l'eau est maintenant en mouvement vers le trou. Ce que vous avez fait, c'est imposer une basse pression (c'est-à-dire la pression atmosphérique) à l'eau au niveau du trou, tout comme à la surface supérieure de l'eau dans le réservoir. Ce faisant, vous avez perturbé la distribution précédemment hydrostatique de la pression à proximité du futur trou et provoqué des gradients de pression non hydrostatiques dans l'eau à proximité du trou, c'est-à-dire des gradients de pression qui ne sont plus équilibrés par le poids de l'eau. . C'est la raison mécanique pour laquelle l'eau s'écoule du réservoir !

4. La distribution exacte de la pression à proximité du trou et les modèles de mouvement de l'eau qui en résultent sont beaucoup trop compliqués pour que nous puissions les traiter ici, mais cet exemple suggère que la direction du mouvement de l'eau en tout point est dans la direction dans laquelle la différence entre la pression totale et la pression hydrostatique (une quantité appelée la pression dynamique) diminue le plus rapidement. Ce sont les différences dans cette pression dynamique qui font bouger le fluide dans n'importe quelle situation. Vous pouvez donc être sûr que, chaque fois que vous avez affaire à un écoulement d'eau souterraine, l'écoulement sera toujours dans le sens de la diminution la plus rapide de la pression dynamique. La figure 2-11 montre qualitativement les distributions de la pression totale, de la pression hydrostatique et de la pression dynamique dans le réservoir une fois que vous avez percé le trou et que l'eau s'écoule. Notez comment les lignes d'écoulement sont partout normales aux contours de pression dynamique.

5. Bien entendu, les raisons de la répartition de la pression dynamique sont toujours très compliquées, et dépassent largement le cadre de ce cours. La prédiction de la distribution spatiale de la pression dynamique, et donc du schéma spatial et des vitesses de déplacement de l'eau dans le milieu poreux, est l'un des thèmes majeurs de l'étude de l'hydraulique des eaux souterraines. Je ne fais rien de plus que de vous donner la moindre idée de cette entreprise.

Je ne sais pas ce que votre intuition vous dit sur les vitesses d'écoulement représentatives dans votre expérience domestique en fonction de la nature du milieu poreux, mais le tableau 2-1 donne quelques valeurs représentatives pour divers types courants de milieux poreux au sein de la Terre. Les valeurs varient énormément du gravier grossier, dans lequel les vitesses sont de l'ordre de quelques centimètres par seconde, à la roche solide (qui en réalité est poreuse en raison des minuscules espaces aux joints de grains et d'autres fractures diverses de la roche), dans lesquelles les vitesses sont de l'ordre d'un millième de millimètre par seconde. Le tableau 1 donne également les valeurs correspondantes de la conductivité hydraulique K, discuté dans le paragraphe suivant.

Tableau 2-1. Valeurs représentatives de la conductivité hydraulique K pour différents types de supports poreux.

La figure 2-12 montre une application pratique des principes que nous avons traités sur la base de l'expérience à domicile. Il y a une surface terrestre en pente dans laquelle le substrat rocheux plus profond est recouvert d'une couche assez uniforme mais peut-être plutôt épaisse de matériau meuble et beaucoup plus perméable. En haut de la pente se trouve une source de polluants, et plus bas sur la pente, disons dix mètres, se trouve votre maison ou votre lieu d'été, où vous pourriez avoir un puits d'eau. L'écoulement des eaux souterraines descend directement la pente à travers la couche superficielle poreuse à une certaine vitesse qui dépend de la perméabilité intrinsèque du milieu poreux. Si vous connaissez la pente du sol et la perméabilité intrinsèque du matériau, vous pouvez calculer le temps de trajet d'un traceur de polluant depuis le point d'entrée jusqu'au puits sous votre maison. Supposons pour les besoins de la discussion que la pente du terrain est de un sur dix. Le gradient en charge hydraulique, ΔhX, au sein du milieu poreux est alors de 0,1. En utilisant l'équation 7, nous trouvons que V, la vitesse caractéristique de l'eau souterraine, est de 0,1K. En utilisant les valeurs représentatives pour K donnés dans le tableau 2-1, vous pouvez obtenir des temps de trajet pour différents types de milieux poreux (tableau 2-2). Vous pouvez constater qu'en fonction de la perméabilité du milieu le délai de grâce entre le moment de l'introduction du polluant et le moment où il pollue votre puits d'eau varie énormément.

Tableau 2-2. Temps de trajet de dix mètres pour les mêmes types de supports poreux que dans le tableau 2-1.

Une expérience à domicile sur l'écoulement des eaux souterraines

Il est maintenant temps de faire une expérience plus réaliste et ambitieuse sur l'écoulement des eaux souterraines (Figure 2-13). À cette fin, vous devrez construire un très grand réservoir carré peu profond dans votre jardin ou utiliser une pièce de rechange entière dans votre maison. Si vous décidez d'utiliser la pièce de rechange, vous feriez mieux de consolider le sol avec de gros bois, sinon il risque de s'effondrer.

Recouvrez le réservoir ou la pièce d'une grande nouvelle bâche en polyéthylène soigneusement repliée dans les coins et remplissez l'espace avec quelque chose comme un mètre de sable. Diminuez la couche de sable de manière à ce qu'elle ait une profondeur maximale d'un côté et une profondeur nulle de l'autre, et le long de ce dernier côté, prévoyez un drain ou une pompe de puisard dans un coin. Faites plusieurs trous d'essai ou puits dans l'espace et tapissez les trous avec des cylindres de moustiquaire pour que le sable ne tombe pas dans les trous. Connectez maintenant le tuyau à votre évier de cuisine et vaporisez la surface de sable pour simuler un orage bref et violent.

Voici un résumé des résultats que vous obtiendriez :

  • Il y aura de l'eau dans le drain et elle coulera longtemps après l'arrêt de la pluie.
  • Il y aura de l'eau dans tous les trous d'essai.
  • Le profil reliant le niveau d'eau dans les trous d'essai montrera le même sens de pente que la surface du sable ; cela définit la nappe phréatique. le niveau hydrostatique, aussi appelé le nappe phréatique, est le lieu des points où la pression de l'eau est égale à la pression atmosphérique. C'est le sommet de la zone saturée en permanence.
  • La pente de la nappe phréatique est inférieure à la pente de la surface du sable et elle diminue avec le temps (voir la partie la plus basse de la figure 4-13).
  • Le mouvement des eaux souterraines se fait dans le sens de la pente descendante, vers le drain. Vous pouvez le constater en injectant du colorant alimentaire dans le trou d'essai le plus haut et en le voyant apparaître dans les trous successifs et enfin en surface, au niveau du drain.
  • Si les précipitations sont trop abondantes, il y aura un ruissellement de surface jusqu'au drain, mais même dans ce cas, la plupart de l'eau s'infiltrera et fera partie de l'écoulement souterrain.

Il s'agit d'une expérience très réaliste de l'écoulement des eaux souterraines. Les seuls problèmes avec cela sont les suivants :

  • L'échelle est trop petite et les choses se passent trop vite.
  • Le matériau est uniforme et a un sol fixe et perméable. Dans la vraie vie, il y a généralement une diminution progressive vers le bas de la porosité et de la perméabilité, bien que dans les zones glaciaires, la structure du sous-sol soit souvent la même que dans cette expérience.

Aquifères et eaux souterraines

Une énorme quantité d'eau existe dans le sol sous vos pieds, et les gens du monde entier en font un grand usage. Mais on ne le trouve qu'en quantités utilisables dans certains endroits souterrains - les aquifères. Lisez la suite pour comprendre les concepts d'aquifères et comment l'eau existe dans le sol.

Eaux souterraines et aquifères

Un trou creusé sur la plage illustre le concept selon lequel le sol, s'il est suffisamment perméable, peut retenir l'eau. La surface supérieure de cette zone de saturation s'appelle la nappe phréatique.

Crédit : Howard Perlman, USGS

Eaux souterraines est l'une de nos ressources les plus précieuses, même si vous ne la voyez probablement jamais ou même ne vous rendez pas compte qu'elle est là.

Avez-vous déjà creusé un trou sur la plage et l'avez-vous regardé se remplir partiellement d'eau du sable sous-jacent ? C'est un excellent moyen d'illustrer le concept selon lequel le sol, s'il est suffisamment perméable, peut retenir l'eau tout en restant solide. La surface supérieure de cette zone remplie d'eau, ou "zone de saturation", est appelée la nappe phréatique. La zone saturée sous la nappe phréatique s'appelle un aquifère, et les aquifères sont d'énormes réservoirs d'eau. Dans notre exemple de trou de sable, vous avez essentiellement creusé un "puits" qui expose la nappe phréatique, avec un aquifère en dessous. A la plage, le niveau de la nappe phréatique est toujours au même niveau que le océan, qui est juste en dessous de la surface de la plage.

Comme vous l'avez peut-être lu, la plupart des espaces vides dans les roches sous la nappe phréatique sont remplis d'eau. Ces roches ont des caractéristiques de porosité et de perméabilité différentes, ce qui signifie que l'eau ne se déplace pas de la même manière dans toutes les roches souterraines.

Lorsqu'une roche aquifère transmet facilement de l'eau aux puits et ressorts, on l'appelle un aquifère. puits peut être foré dans les aquifères et l'eau peut être pompée. Précipitation ajoute éventuellement de l'eau (recharger) dans la roche poreuse de l'aquifère. Cependant, le taux de recharge n'est pas le même pour tous les aquifères et cela doit être pris en compte lors du pompage de l'eau d'un puits. Pomper trop d'eau trop rapidement fait baisser l'eau dans l'aquifère et finit par faire en sorte qu'un puits donne de moins en moins d'eau et même se tarir. En fait, pomper trop votre puits peut même entraîner l'assèchement du puits de votre voisin si vous pompez tous les deux à partir du même aquifère.

Visualiser les eaux souterraines

Dans le diagramme ci-dessous, vous pouvez voir comment le sol sous la nappe phréatique (la zone bleue) est saturé d'eau. La "zone non saturée" au-dessus de la nappe phréatique (la zone grise) contient toujours de l'eau (après tout, les racines des plantes vivent dans cette zone), mais elle n'est pas totalement saturée en eau. Vous pouvez le voir dans les deux dessins au bas du diagramme, qui montrent un gros plan de la façon dont l'eau est stockée entre les particules de roche souterraines.


Introduction

Les eaux souterraines sont considérées comme l'une des ressources naturelles les plus précieuses utilisées comme principale source d'eau dans les villages et les communautés à des fins agricoles, industrielles et domestiques (Rahmati et al. 2016). Les eaux souterraines se trouvent dans la zone de saturation qui occupe les fissures dans les masses rocheuses ou les espaces interstitiels entre les grains minéraux (Berhanu et al. 2014). Alors que la demande en eaux souterraines continue de monter en flèche dans le monde entier, la nécessité de délimiter les zones potentielles d'eaux souterraines devient un outil essentiel pour mener à bien des programmes de détermination, de protection et de gestion des eaux souterraines (Naghibi et Pourghasemi 2015). Les avantages de l'eau souterraine reposent sur ses attributs tels que la température constante, la disponibilité généralisée, la vulnérabilité limitée, l'excellente qualité naturelle, le faible coût de développement et la fiabilité de la sécheresse (Jha et al. 2007 Razandi et al. 2015). Les autres qualités des eaux souterraines par rapport aux eaux de surface sont les suivantes : elles sont moins affectées par les catastrophes et peuvent être exploitées en cas de besoin.

Environ les deux tiers de la masse continentale nigériane sont constitués de roches du sous-sol et le massif d'Oban se trouve dans la zone du sous-sol. L'exploitation des eaux souterraines dans les roches dures est difficile, car, dans les roches dures, l'eau est limitée à la porosité secondaire et donc aux fractures et aux zones altérées. Ces zones connaissent une pénurie d'eau, car le forage sur des roches dures a un faible taux de réussite. La connaissance de la géologie de ces zones est importante pour le succès du développement de l'hydraulique rurale (Bala 2009). L'exploration des eaux souterraines implique la délimitation et la cartographie des différentes unités lithologiques, structurales et géomorphologiques (Solomon et Quiel 2006). En terrain de roche dure, la tâche de cartographie du potentiel des eaux souterraines devient une tâche relativement plus complexe impliquant une décision complexe en raison du manque de données fiables et de la nature très variable de l'environnement géologique (Kellgren 2002 Anabazaghan et al. 2011) dans les roches dures qui ont une faible ou absence de porosité primaire l'intersection des caractéristiques structurelles secondaires est cruciale pour les eaux souterraines productives (Baramurugan et al. 2010). Les eaux souterraines dans les aquifères de roche dure sont essentiellement confinées aux horizons fracturés, car l'écoulement de l'eau se fait principalement à travers ces fractures. Par conséquent, des études hydrogéologiques intensives sont une condition préalable pour apprécier en profondeur l'état des eaux souterraines dans la région des roches dures (Baramurugan et al. 2010 Solomon et Quiel 2006 Anbazhagan et al. 2015) des études ont été menées dans différentes parties du monde (Saraf et Chowdhury 1998 Ganapuram et al. 2009 Ndatuwong et Yadev 2014 Pandian et Kumanan 2013 El-Naqa et al. 2009).

Diverses méthodes statistiques ont été adoptées par divers auteurs pour la cartographie du potentiel des eaux souterraines ailleurs, telles que : le rapport de fréquence (Guru et al. 2017 Al-Zuhairy et al. 2017 Razandi et al. 2015), le processus hiérarchique analytique (Rahmati et al. 2015 Chowdhury et al. 2009 Razandi et al. 2015), méthode de régression logistique binaire (Ozdemir 2011a), modèle de poids de la preuve (Ghorbani et al. 2017 Tahmassebipoor et al. 2016 Ozdemir 2011b), k-plus proche voisin (Naghibi et Dashtpagerdi 2017) , modèle Demster-Shafer (Rahmati et Melesse 2016), modèle d'apprentissage automatique/réseau de neurones artificiels (Lee et al. 2012), arbre de régression boosté BRT (Naghibi et Pourghasemi 2015 Naghibi et al. 2016), spline de régression adaptative multivariée (Zabihi et al. 2016), maximum, modèle d'entropie (Rahmati et al. 2016), modèle adaptatif généralisé (Falah et al. 2016), modèle de forêt aléatoire (Rahmati et al. 2018), et d'autres modèles basés sur SIG tels que l'observation de la terre et nouvelle approche d'agrégat linéaire pondérée par l'entropie ( Bandyopadhyay et al. 2007 Al-Abadi et al. 2016). Dans les études ci-dessus, des thèmes tels que la végétation, l'utilisation des terres/la couverture terrestre, l'hydrogéomorphologie, le drainage, la lithologie, la lithologie souterraine, la structure et la pente ont été interprétés pour déduire le potentiel des eaux souterraines.

La présente étude se concentre sur la délimitation de l'occurrence des eaux souterraines à l'aide d'un modèle basé sur le SIG des paramètres géologiques et hydrogéologiques qui sont des facteurs de conditionnement pour l'occurrence des eaux souterraines. Dans le massif d'Oban, qui est un terrain de roche dure avec un faible taux de réussite des forages de forage entraînant une pénurie d'eau dans la région et combiné à l'augmentation des activités démographiques et économiques, résultant de l'augmentation des activités minières et de carrières, la demande en eau potable a augmenté exponentiellement. À la lumière de ce qui précède, la délimitation des sources de potentiel des eaux souterraines est utilisée comme moyen de développer une carte du potentiel des eaux souterraines, qui est un guide précieux pour l'exploration et l'exploitation des eaux souterraines. En effet, aucune étude automatisée de ce type n'a été réalisée dans la zone d'étude, à l'exception des études de linéament manuel à partir d'imageries de télédétection par satellite et de techniques géophysiques dans la zone (Okereke et al. 1996 Edet et Okereke 1997 Edet et al. 1994, 1998).

Pour atteindre l'objectif ci-dessus, l'étude a développé des objectifs tels que générer une carte du potentiel des eaux souterraines pour identifier les sites appropriés pour l'implantation des forages, calculer les paramètres de l'aquifère qui sont un guide précieux pour l'occurrence des eaux souterraines, et les juxtaposer avec des zones délimitées comme des sites appropriés pour les eaux souterraines. occurrence. Le résultat de cette étude d'occurrence des eaux souterraines sera un guide utile pour les développeurs d'eaux souterraines, qui sont des ingénieurs en gestion des ressources en eau et en planification de l'utilisation des terres pour sélectionner des zones appropriées pour mettre en œuvre des programmes de développement et également des agences gouvernementales.

Description de la zone d'étude

La zone d'étude du massif d'Oban et de ses environs est située dans les zones de gouvernement local d'Akamkpa et de Biase dans l'État de Cross River au Nigeria. The area is located between latitudes 05°18′57.7″–05°45′26.8″ and longitudes 08°34′39.4″–08°5′20.5″ (Fig. 1). The study is bounded by Cameroon in the east, Ebonyi state in the west, Calabar Flank in the south, and Mamfe Embayment in the Northern part. The area encompasses non-prolific boreholes in the basement complex within the Oban Massif and the prolific aquiferous sedimentary terrain in the adjoining Mamfe Embayment. Temperature range of 28–36 °C and annual rainfall of about 2000 mm characterize the study. The area experience wet and dry seasons. The peak of rainfall is recorded in the month of June through September and fluctuates annually. Regional runoff coefficient of the study area is in the order of 0.21–0.61, which is influenced by topography and evaporation (Cross River Basin Development Authority [CRBDA] 2008).


GROUNDWATER QUANTITY AND QUALITY MANAGEMENT



Table des matières
Acknowledgments . vii
Contributors . viii

1. Introduction . . 1
Stewart W. Taylor
1.1 Groundwater Management 1
1.2 Purpose, Scope, and Organization of Book 3
1.3 Future Trends 6
1.4 References 8
2. Groundwater Hydrology . dix
George F. Pinder

2.1 Hydrologic Cycle 10
2.2 The Near Surface Environment 10
2.3 Physics of Flow through Porous Media 11
2.4 References 35

3. Groundwater Quality: Fate and Transport of Contaminants . 36
Mohammad N. Almasri and Jagath J. Kaluarachchi

3.1 Introduction 36
3.2 Transport Processes 44
3.3 Chemical Reactions, Retardation and Decay of Solutes 51
3.4 Mathematical Model of Contaminant Transport 60
3.5 Analytical Solutions to the Mass Transport Equation 62
3.6 Numerical Solutions to the Mass Transport Equation 65
3.7 Demonstration Example 66

3.8 On the Use of Artificial Neural Networks in the Analysis
of Nitrate Distribution in Groundwater 67
3.9 References 80

4. Review of Analytical Methods of Modeling Contaminant Fate and Transport . 85
Venkataraman Srinivasan and T. Prabhakar Clement
4.1 Introduction 85
4.2 Single Species Transport 85
4.3 Multi-species Reactive Transport in One-Dimensional Systems 89
4.4 Multi-species Transport in Multi-dimensional Systems 112
4.5 Conclusions 115
4.6 References 116

5. Physical and Chemical Characterization of Groundwater Systems . 119
Randall W. Gentry
5.1 Introduction 119
5.2 Reconnaissance-Level Investigations 122
5.3 Geophysical Investigations 123

5.4 Test Drilling and Well Installation 125
5.5 Water Quality Characterization 128
5.6 Characterization Guidance and Specifications 131
5.7 References 132

6. Quantitative Analysis of Groundwater Systems . 137
David Ahlfeld
6.1 Use of Models in Groundwater Management 137
6.2 Constructing Site-Specific Simulation Models 138
6.3 Optimization Methods for Groundwater Management 151
6.4 References 154


7. Model Calibration and Parameter Structure Identification in Characterization of Groundwater Systems . 159
Frank T.-C. Tsai and William W.-G. Yeh
7.1 Introduction 159
7.2 Parameterization of Heterogeneity 163
7.3 Parameter Structure Identification 172
7.4 Interpolation Point Selection 177
7.5 Model Selection 180
7.6 Bayesian Model Averaging 184
7.7 Experimental Design 191
7.8 Summary and Conclusions 193
7.9 References 194

8. Development of Groundwater Resources . 203
Zhuping Sheng, Jiang Li, Phillip J. King, and William Miller
8.1 Introduction 203

8.2 Aquifer Yield and Groundwater Availability 203
8.3 Effects of Groundwater Development 228
8.4 Regional Scale Development of Groundwater 239
8.5 Conjunctive Use of Surface Water and Groundwater 250

8.6 Coastal Aquifer Development 271
8.7 Development of Brackish Groundwater 278
8.8 References 284

9. Subsurface and Surface Water Flow Interactions . 295
Mohamed M. Hantush, Latif Kalin, and Rao S. Govindaraju
9.1 Introduction 295
9.2 Subsurface Flow in Near Stream Environments 296
9.3 Surface-Subsurface Interactions at the Hillslope Scale 352
9.4 Watershed Scale Groundwater and Surface Water Interactions 360
9.5 References 380


10. Density Dependent Flows, Saltwater Intrusion and Management . 394
Bithin Datta and Anirban Dhar
10.1 Introduction 394
10.2 Density-Dependent Governing Equations 399
10.3 Saltwater Intrusion and Management 404
10.4 Summary and Future Directions 420
10.5 References 423

11. In-Situ Air Sparging and Thermally-Enhanced Venting
in Groundwater Remediation . 430
Wonyong Jang and Mustafa M. Aral
11.1 Introduction 430

11.2 In-Situ Air Sparging 431
11.3 Thermally-Enhanced Venting 454
11.4 Conclusions 464
11.5 References 465

12. Source Control and Chemical Remediation of Contaminated Groundwater Sites . 475
Natalie L. Cápiro and Kurt D. Pennell
12.1 Introduction 475
12.2 Non-Aqueous Phase Liquid (NAPL) Source Zones 476
12.3 Hydraulic Controls and Pump-and-Treat Systems 482
12.4 Physical and Reactive Barriers 486
12.5 In-Situ Chemical Oxidation 490
12.6 Surfactant Enhanced Aquifer Remediation (SEAR) 493
12.7 Cosolvent Flushing 500

12.8 Thermal Treatment 502
12.9 Effectiveness of Source Zone Treatment Technologies 505
12.10 Combined In Situ Remediation Strategies 508
12.11 Summary and Conclusions 510
12.12 References 511

13. Bioremediation of Contaminated Groundwater Systems . 522
T. Prabhakar Clement
13.1 Introduction 522
13.2 Classification of Bioremediation Methods 524
13.3 Biochemical Principles of Bioremediation 526
13.4 Fundamentals of Petroleum and Chlorinated Solvent Biodegradation
Processes 529

13.5 Design of Bioremediation Systems 536
13.6 Assessment of Bioclogging Effects during Remediation 542
13.7 Monitored Natural Attenuation 543
13.8 Numerical Modeling of Bioremediation Systems 546
13.9 References 553

14. Closure on Groundwater Quantity and Quality Management . 560
Mustafa M. Aral
14.1 Introduction 560
14.2 Environmental Management Paradigms 560
14.3 Groundwater and Health Effects Management 562
14.4 Integration of Scientific Fields and Educational Programs 563
14.5 Purpose and Goals 565
14.6 References 566


Geosciences (GES)

Prerequisite: GES 101 or GES 201 or equivalent. Dynamic history of the Earth, movement of the continents, opening and closing of oceans, and the effect of such events on ancient climates the evolution of life and the inter-relatedness of earth and life processes.

GES 503 MINERALOGY AND PETROLOGY FOR EARTH SCIENCE TEACHERS

Origin and identification of crystals, minerals, and rocks.

GES 504 FIELD INVESTIGATIONS FOR EARTH SCIENCE TEACHERS

Measuring surface changes: techniques necessary to construct base maps and topographic maps, collect stream gauging data, and measure slopes applications to secondary earth science classrooms. Field trips.

GES 506 GEOLOGY OF NEW YORK STATE

Prerequisites: GES 101 and GES 102 or GES 502 or equivalent. Physiography, stratigraphy, paleontology, glacial and economic geology of New York State geological history of New York region geology of selected recreational sites. Field trips.

GES 508 FIELD GEOLOGY OF WESTERN NEW YORK

Prerequisites: GES 101 and GES 102 or GES 502 or equivalent. A study of the evolution, stratigraphy, and surficial geology of Western New York through observation of selected field sites.

GES 513 APPLIED FORENSIC GEOSCIENCE

Prerequisites: GES 101 and GES 103 or GES 201 or equivalents. Application of the principles of earth science to the law. Hands-on approach includes details from actual criminal cases. Forensic application of a variety of geological subjects, such as rock and mineral types, geological and topographical maps, fossils, sand, and soil.

GES 521 LOW TEMPERATURE GEOCHEMISTRY

Prerequisites: GES 101, GES 103, CHE 112, or equivalents. The chemical nature of the earth. Emphasis on how natural systems work and the fundamental geochemical processes that affect the fate and transport of inorganic and organic pollutants in the environment.

GES 525 GROUNDWATER SCIENCE

Prerequisites: GES 101 or GEG 101, at least one 300-level GES course, and college algebra. The interaction of groundwater and geologic material. Occurrence and movement of groundwater, assessment of aquifer properties, and chemical interactions between groundwater and rock. Includes groundwater protection and remediation strategies, as well as mathematical principles of groundwater flow.

GES 529 FIELD METHODS IN ENVIRONMENTAL SCIENCE

Prerequisites: GES 101 or GEG 101, at least one 300-level GES course, and college algebra. Environmental detection of contaminants. Applied study of contaminant distribution and movement. Emphasis on environmental law and regulations, hazardous chemicals, and remediation approaches used by environmental professionals.

GES 535 ASTRONOMY FOR EARTH SCIENCE TEACHERS

Prerequisite: Prior experience or assignment to teach secondary science. The dynamic universe: solar system, stars, galaxies, and quasars. Night sky and planetarium observation.

GES 541 METEOROLOGY FOR EARTH SCIENCE TEACHERS

Prerequisite: Prior experience or assignment to teach secondary science. Weather as a response to the unequal distribution of energy from the sun data-collecting techniques interpretation and predictions appropriate for secondary science education classes.


New Study Links Groundwater Movement to Climate Change

The mineral sphalerite is a witness to the effects of the changing climate on the groundwater. As a testament, these changes in groundwater millions of years ago resulted in the creation of layers of vivid yellow and brown sphalerite.

NOT A COINCIDENCE

In a study published by scientists from Pennsylvania State University, it is explained that these variations within the sphalerite are aligned with the movement of the Earth's orbit that caused the change in the climate.

The study also provided more evidence explaining how climate change influenced rainfall and eventually the groundwater. In a press release provided by the Pennsylvania State University, assistant research professor of geosciences Mingsong Li explains, "this study shows sphalerite banding can be used as a fingerprint of groundwater in the geological past, groundwater is crucial for understanding global sea-level change, chemical weathering and landscape evolution, and this study presents a new idea to help discern the role of groundwater in the Earth system."

She also explains that the increase in precipitation influenced the coloration of the bands in the sphalerite samples that were obtained from the upper Mississippi valley ore mineral district. The study, which was published in the journal Geochemical Perspective Letters, explains that the increase in rainfall leads to oxygen-rich groundwater flowing to depths where these minerals were formed. The increase in oxidation caused yellow bands and the drier times produced the brown ones.

The scientists used a new dating technology and were able to find out that the patterns in the minerals correspond with the changes in Earth's orbit. Professor emeritus Hubert Barnes explains, "What we are doing is marrying geochemical research on ores with what we know about astronomical cycles from very different research. No one has ever made an attempt at this before."

This research drew inspiration from a previous study showing that the hydrothermal fluids created the ore deposits in the states of Iowa, Illinois, and Wisconsin, which started out as groundwater from the Appalachian mountains. However, in this case, there is a high level of rainfall which made groundwater flow 3,000 feet below the surface with higher oxygen levels and it mixed with the hydrothermal fluids and led to the creation of the sphaler ite.

IMPORTANCE OF STUDYING GROUNDWATER

According to Mingsong Li, even the slightest changes can have real effects on the sea level. For instance, if all groundwater flows to the sea, the sea level would rise up to 180 feet. "This research opens a new way to evaluate climate control on groundwater activities linked to global water cycles. This is the first direct evidence to show groundwater activities in the deep past," Li concludes.


Data collection

Toposheet was used as a reference for preparing the thematic maps. Survey of India toposheets (1:25,000) covering the study area was used to prepare the base map, drainage and topographical maps. Geological map of Geological Survey of India (GSI), Hyderabad, was used to identify the different geological features of this area (GSI 1995). This was further updated by ground-truth verification carried out by geological fieldwork along different traverses across the area in July 2010. Vertical electrical sounding (VES) was carried out in 37 locations of the study area to understand the geology and also to verify the extent of weathering. Geomorphology and land use of the area were delineated from the Indian Remote Sensing Satellite P6 (Resourcesat-1) Linear Imaging Self-scanning Sensor IV (IRS P6 LISS IV) images of the year 2008 with a spatial resolution of 5.8 m by visual interpretation technique. Figure 1 shows the steps adopted for this study. For the verification process, groundwater levels were measured in forty-two monitoring wells in this area once in 2 months from March 2008 to January 2009 using a water level indicator (Solinst 101). Global positioning system (GPS) was used to measure the topographical elevation at the groundwater level measuring location. Further five pumping tests were also carried out to determine the yield of wells to validate the groundwater potential zones.

Methodology adopted for identification of groundwater potential zones

Description of the study area

The study area (Fig. 2) (724 km 2 ) is located in Nalgonda district, Telangana, India. This area is situated at a distance of about 80 km ESE of Hyderabad, the capital of Telangana state. Nagarjuna Sagar reservoir is present at the south-eastern side of the study area. The southern boundary is bounded by Pedda Vagu River and the northern boundary is partly bounded by Gudipalli Vagu River. The climate in this area is arid to semi-arid. The temperature ranges from 30 to 46.5 °C during summer (April–June) and between 17 and 38 °C during winter (November–January). South-west monsoon occurs during June–September resulting in an average annual rainfall of about 600 mm.

Location of the study area


4. Discussion

[11] A common feature among all the chaotic-obliquity models is the complete loss of both ground ice and groundwater at latitudes less than ∼30°. Thick ground ice remains in all models at higher latitudes. For chondritic heat flow, extant subsurface groundwater endures only at latitudes exceeding ∼30°. If global lateral flow is possible, much of the mid- and high-latitude water is lost such that only residual capillary and adsorbed water remains over longer times, only the latter, more tightly held water, will persist. If flow is laterally restricted, saturated groundwater may endure at mid and high latitudes. If radiogenic heating is subcondritic, the freezing front will be deeper than portrayed here.

[12] Total sublimation of low-latitude ice (some tens of meters GEL) occurs in just tens of million years in our models. Mellon et al. [1997] calculated 80 m GEL loss in 19 Myr. They used the same 10-μm effective pore size in diffusion and chondritic heat flow. Note that our models also show vapor recondensation at shallow depth. Clifford and Hillel [1983] also estimated similar loss rates for similar effective pore sizes, but these workers concluded that Martian losses were slower because they favored micron-sized pores—in the range expected for clays. Our results conflict with the longer ice-retention times reported by Fanale et al. [1986] .

[13] Our results do not support the concept of present-day, globally distributed groundwater [ Clifford, 1993 ]. Regardless of lateral permeability, evaporation is essentially complete at low latitudes. Aquitard layers could inhibit H2O loss, but implausibly would have to form a globally continuous layer, because flow would be drawn even to modest gaps, allowing degassing to proceed. Saturating the top kilometer of pore space would not increase the sublimation time by more than a factor of 2, so the ice layer would still be gone under 100 Myr and the underlying evaporation and flow times essentially unchanged from hundreds of Myr. The dearth of low-latitude groundwater is a direct consequence of the instability of low-latitude ice. A formal cryosphere may exist [ Clifford, 1993 ], but underlying groundwater will evaporate without pore-blocking ice.

[14] A GEL of 64 m of water is removed in the baseline chaotic-obliquity model by 1000 Myr. This coincidentally matches the 66 m of secular water loss estimated by Jakosky [1990] . In the model by Clifford [1993] , the expelled volatiles condense at the pole and are recharged into the subsurface by basal melting of the polar cap. The entire amount of expelled H2O in our model is equivalent to ∼6 volumes of the present cap if scaled geometrically, the maximum cap height would increase from 3 km to ∼5.5 km. If we had initially filled the top 1 km with ice, the loss would increase to ∼15 polar-cap volumes or a maximum height of 7.4 km. This latter figure is still insufficient to initiate basal melting for q ≤ 30 mW/m 2 and k ≥ 2 W/m-K, for a 110-K temperature increase from surface to base. These are firm bounds because they represent incipient melting in all the discharged H2O gathered together. We conclude that late-stage or present-day polar-basal recharge has not occurred, justifying our model treatment. Ice-penetrating radar data [ Picardi et al., 2005 Phillips et al., 2008 ] do not see any indication of basal melting in the contemporary ice cap. These conclusions do not preclude early recharge during the period of outflow-channel formation [ Clifford and Parker, 2001 Harrison and Grimm, 2004 ]. Higher heat flow in the past, particularly in Tharsis, could allow recharge beneath an ice cap a few kilometers thick during periods of high obliquity.

[15] Photogeology provides clues to past and contemporary subsurface H2O. Kuzmin [1980] first suggested that the zonal distribution of the minimum size of rampart craters—those possessing lobate, apparently fluidized ejecta—could be used to map the depth to subsurface ice. He inferred that ice was present at depths >300 m at low latitudes. However, fluidized ejecta on Mars do not necessarily arise from cratering interaction with subsurface ice (see discussion by Carr [1996] ). Par ailleurs, Squyres and Carr [1986] found “virtually none” of several other geomorphological indicators of subsurface ice within 30° of the equator. Abundant indications of shallow ice at mid and high latitudes subsequently discovered using Mars Global Surveyor have been interpreted as the result of deposition during former periods of high obliquity (see Head et al. [2003a] for a review). Therefore it is entirely possible that all ground ice has been lost at low latitudes, consistent with our predictions.

[16] The absence of any aqueous geomorphology in or around the Amazonian-age Lyot crater (50°N, 215 km diameter) indicates that there was little or no groundwater discharge following this large impact. This led Russell and Head [2002] to deduce that the subsurface lacked sufficient water and/or hydraulic connectivity. Our models support these assumptions, implying that groundwater movement here is inhibited either by a deeply undersaturated state or by compartmentization.

[17] Flood geomorphology in the Cerberus plains region [ Burr et al., 2002 ] is the only compelling evidence for recent groundwater discharge on Mars. Head et al. [2003b] and Manga [2004] treated a subcryospheric aquifer as the discharge source. Assuming the cryosphere follows topography, increases in hydraulic head of several kilometers (necessary to pressurize the flow) would be attained from parts of the aquifer several hundred kilometers distant on the Elysium rise. However, without recharge in the last several billion years, any such groundwater mound beneath Elysium would quickly relax to an equipotential [ Clifford, 1993 ], unless an Elysium “compartment” precisely coincided with a slice from the top of the rise to the discharge zone. Melting of the cryosphere is another possible source of water. Alternatively, juvenile water would be most consistent with the results presented here: if source magmas released just a few weight percent H2O [ Sigurdsson et al., 2000 ], the 2 × 10 5 km 3 of lava erupted onto the Cerberus plains [ Baratoux et al., 2008 ] would have liberated ∼10 4 km 3 of water. Even neglecting intruded magma, this amount of water is already an order of magnitude larger than required to form the regional flood features [ Burr et al., 2002 ]. If exsolved water can be collected into temporary subsurface reservoirs, tectonic pressurization [ Hanna and Phillips, 2006 ] could cause rapid debouchment.

[18] These exploratory runs of a global multiphase model for subsurface H2O transport on Mars indicate that groundwater, like surface water, may have been abundant in the past but not the present. Groundwater is likely restricted to mid and high latitudes at depths of several kilometers. If large-scale lateral flow occurred in the past, the tiny quantities of residual subsurface water are smeared out in thin films of biologically inactive adsorbed H2O.


Voir la vidéo: étapes de la construction de la carte piézométrique (Octobre 2021).