MIOCÈNE

2* Série pliocène.

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Renne (Cprvus tarandusi (faune de steppes).

Ces trois périodes se foodent 1

lune dans lautre |

et se pénètrent mutuelleroentJ

30 HYDROLOGIE GÉNÉRALE.

Avant démontrer comment se fait cet apport d'eau à la nappe souterraine, nous signalerons, pour y revenir, dans un paragraphe spécial, que Fécole allemande a une C3rtaine tendance à diminuer l'importance des infiltrations d'eaux pluviales et prétend que l'origine des eaux souterraines serait due à la condensation de l'humidité de l'air atmosphérique pénétrant dans l'intérieur du sol.

La théorie du D*" Vogler, chef de cette école, explique ainsi l'alimentation des sources.

A partir d'une profondeur de 15 à 20 mètres environ, le sol est à une température invariable. A la profondeur de 25 mètres environ elle représente environ la moyenne de la température du lieu et au-dessous elle croit en raison de 1° pour 30 à 40 mètres de profondeur.

Or, en été, la température de l'air est plus élevée que celle du sol. L'air atmosphérique qui pénètre dans le sol se refroidit et condense son humidité dans son intérieur. En hiver c'est l'inverse, l'air est à une température plus basse que le sol et vient refroidir l'air du sol et condenser l)lus facilement la vapeur d'eau qui y est contenue.

D'autre part, le sol rayonnant la chaleur plus facilement que l'air, se refroidit plus la nuit que ce dernier, d'où condensation, qui du reste semble être reprise le jour par l'évaporation.

Cette théorie, que nous examinerons plus loin en détail, n'est qu'une modification de celle de Descartes. En effet, an lieu d'admettre que l'humidité provient de l'évaporation de l'eau de la mer dans l'intérieur du sol sous l'influence delà chaleur terrestre, il suffit d'envisager l'évaporation de cette même eau dans l'atmosphère sous l'influence du soleil. D'après la théorie actuelle, cette eau, à l'état de vapeur, descend dans le sol, au lieu de remonter comme le voulait Descartes, et ici encore le cycle est fermé.

La question de l'origine des eaux a une importance sur leur qualité. Considérons la première théorie qui

attribue Torigine des eaux souterraines à Tinfiltration des eaux pluviales à travers le sol. Quand, après leur chute, elles ont rencontré la surface de la terre, elles y ont trouvé des germes plus ou moins suspects, comme celui de la fièvre typhoïde, déposés par des typhoïsants malades ou convalescents. Ces germes sont entraînés avec les eaux infiltrées et pourront contaminer la nappe inférieure. Au contraire, si c'est l'air humide seul qui pénètre dans Fintérieur de la terre, les germes suspects ne sont pas entraînés et ne viennent pas souiller les nappes souterraines. Au point de vue de l'hygiène, il serait à souhaiter que ce dernier mode d'alimentation des nappes souterraines fût le plus répandu.

Pour aborder ce problème, nous allons étudier d'abord les causes de la pluie et montrer la façon dont elles se répartissent une fois tombées à la surface du sol. L'hydrologie tirera de ces premières notions quelques conséquences importantes.

Causes d6 la pluie. — Lorsqu'une masse d'air chargée de vapeur d'eau se refroidit, il se forme de la pluie.

Le refroidissement peut tenir à la rencontre de deux courants opposés venant de régions à température différente, mais il résulte également de la détente produite par un mouvement ascendant de cette masse d'air humide.

L'air se charge de vapeur d'eau après avoir été en contact un certain temps avec une étendue d'eau suffisante; pour qu'il y ait détente, il faut que le vent rencontre un relief montagneux, ou la surface d'une forêt. Elle peut se produire encore grâce à des différences de température (mouvement ascensionnel de i'air chaud et isa substitution par un courant froid).

Aussi suivant les localités trouve-t-on des quantités d'eau tombées très variables. On ne recueille guère que O™,20 d'eau par an dans les régions désertiques, et, au contraire, 12 à 14 mètres sur les flancs de l'Himalaya.

32 HYDROLOGIE GÉNÉRALE.

Même en France, la quantité d'eau varie suivant les régions et M. Angot (1) a montré par une carie la répartition de ces pluies.

D'après M. Millot, on peut diviser la France en deux zones : l'une dite subtropicale avec pluies d'hiver, de printemps et d'automne, pas ou peu de pluies en été. Elle s'étend jusqu'au 45<» de latitude.

L'autre à pluies à peu près également réparties en toutes saisons et s'étendant, au nord du 45° de latitude. On y constate toutefois une légère prédominance des pluies d'été.

Voici, d'après M. Angot, comment la France reçoit pour ainsi dire ses pluies. « En janvier et février, le continent européen étant plus froid que la mer, les principales chutes de la pluie se font immédiatement sur les premières zones du littoral, et l'intérieur est protégé relativement ; en mars, la pluie commence à diminuer sur les côtes et pénètre plus avant dans le continent, jusqu'aux montagnes ; puis le mouvement s'accentue dans ce sens dans les mois suivants, et, en été (juin et juillet), c'est le nord et le centre de l'Europe qui reçoivent le plus d'eau, tandis que le sud et l'Espagne (en raison de la chaleur intense qui éloigne l'air du point de saturation) restent secs. Un mouvement inverse, c'est-à-dire un recul de la zone des pluies vers le midi et l'ouest, commence en août et s'accentue en septembre; en octobre, le régime des pluies cycloniques reparaît, car pendant ce mois où la mer est encore très chaude, le continent se refroidit et condense facilement les vapeurs abondantes de vents marins ; enfin en novembre et décembre, la pluie diminue en même temps que la température sur la plus grande partie de l'Europe et elle se concentre sur les côtes occidentales. »

En France, il pleut beaucoup plus sur les massifs montagneux que sur les plaines.

(1) A^GOT, Traité élémentaire de météorologie.

Lorsque les vents pluvieux remontent les vallées, la quantité d'eau augmente; si ces mêmes vents coupent une vallée peu large, il ne tombe aucune pluie.

La région de la Beauce semble être une région de pluie minima, il pleut un peu plus dans la Brie.

A Paris, il pleut plus l'été que l'hiver. Aussi sur une hauteur d'eau de bl4 millimètres, 205 appartiennent à la saison froide et 309 à la saison chaude. Toutefois ces dernières pluies ne profitent guère aux cours d'eau ni aux réservoirs souterrains. En raison de la température élevée elles s'évaporent facilement et retournent à l'atmosphère.

Répartition des eanx de pluie dans un sol sableux. — L'eau de pluie tombée à la surface du sol. tend à s'évaporer, car malgré les chutes d'eau, l'air n'est jamais saturé d'humidité. L'intensité de l'évaporation est d'autant plus grande que l'hygromètre marque un chiffre de beaucoup inférieur à 100<». La pluie peut donc être reprise facilement par l'atmosphère et, en été principalement, le soleil aidant, l'évaporation est très active. Le vent facilite encore cette évaporation parce qu'elle permet l'élimination de l'air humide et son remplacement par de l'air sec. Cette évaporation se continue dans le sol jusqu'à une certaine profondeur.

Le facteur évaporation dépend, d'après M. Worée, de la nature du sol, de sa capacité d'absorption par l'eau et de la difficulté qu'il éprouve à se dessécher, de l'inclinaison des coteaux, de la nature delà végétation qui recouvre le sol, de la violence des vents et de leur degré d'humidité.

D'après M. Worée, un pré est capable d'évaporer 1,200 à 1 800 millimètres d'eau, un terrain marécageux 639 millimètres, une surface liquide de 600 à 1 050, une terre labourée 600 millimètres, un terrain saturé d'eau 409 millimètres, un sol drainé 507 millimètres, une forêt à surface peu couverte 159 millimètres, une forêt à surface couverte 70 millimètres.

34 HYDROLOGIE GÉNÉRALE.

En outre de l'évaporation par le sol, il faut noter Tévaporation par les plantes. Celles-ci participent pour une grande part à ce phénomène, Févaporation facilitant chez elles la circulation de la sève à travers leurs vaisseaux.

Les grands arbres arrêtent l'arrivée de la pluie jusqu'au sol de leurs feuilles. La quantité d'eau ainsi arrêtée et rapidement évaporée est évaluée à 15 ou 18 p. 100 de l'eau tombée.

L'évaporation par les plantes est importante, mais, comme MM. Debauve et Imbeaux le signalent dans leur livre, il ne faut pas oublier que les plantes évaporent surtout en raison de la quantité d'eau qui est mise naturellement ou artificiellement à leur disposition.

D'après Haies, WoUny, Schleiden, Haberlandt, Vogel, Schubler, Harlig, Hôhnel, la quantité d'eau évaporée par les diiïérentes végétations est comprise entre 10 et 40 millimètres d'eau pendant la période de végétation.

M. King (1) admet que dans les sables et les terrains argileux l'eau pouvant pénétrer rapidement à une profondeur suffisante, qu'il évalue à 2", 50, est soustraite définitivement à l'évaporation du sol nu ou des plantes. Cette profondeur est toutefois très variable et il est bien évident que pour se rendre compte de la proportion des eaux qui , dans chaque terrain, reste acquise à la nappe il faudrait d'abord déterminer la profondeur à partir de laquelle l'eau est définitivement soustraite à l'action évaporante de l'atmosphère et des plantes. C'est un travail très coûteux et de longue haleine que M. d'Andrimont a réclamé au dernier congrès international des mines et de géologie appliquée de Liège, en 1905.

Ce qui n'est pas évaporé est acquis par le sol.

Pour commencer prenons un terrain formé de sable. Le premier phénomène constaté est une absorption

(1) M. KiKG, Principles and conditions of the movements of ground loater (Nineteenth annual Report of the U. S. Geo'ogical Survey, part. II. « Papers chiefly of a theoretical nature. » Washington, 1899.

plus ou moins rapide de Feau par le sable qu'on peut faire dépendre de deux facteurs. Le premier est ce qu'on désigne sous le nom de capacité^ c'est-à-dire le pouvoir que possède une couche de conserver en elle une certaine quantité d'eau (définition de MM. Debauve et Imbeaux) désignée par Schubler sous le nom d'hygroscopicité. Dans les sables cette capacité est très sensiblement celle des espaces lacunaires. Elle leur est toutefois supérieure avec des grains excessivement fins.

Si le sable était formé de grains arrondis et d'égal volume, Tespace laissé libre entre les grains varierait de 47,64p. 100 à 25,95 p. 100 du volume total, suivant le mode d'empilement et serait indépendant du volume même des grains de sable.

Cependant un sable est loin d'être homogène, il y a des grains plus fins et d'autres plus gros. Dans les espaces libres viennent s'intercaler de petits grains qui diminuent la proportion théorique calculée. C'est pourquoi King a trouvé que pour les sables mélangés l'espace libre est inférieur à 26 p. 100. Les sables homogènes à grains arrondis de dimensions moyennes donnent une proportion d'espaces vides égale à 37 p. 100. La quantité d'eau qui occupe ces vides représente très sensiblement la capacité du sable.

Le second facteur désigné par les uns poTnéabilUé, par MM. Debauve et Imbeaux conductibilité y est la propriété qu'a le sol de se laisser traverser par une quantité de liquide. La rapidité d'absorption dépendra de la conductibilité des couches qui permet la vidange des couches supérieures, aux dépens des couches inférieures. Elle sera, d'après Wollny, d'autant plus rapide, que le sable est plus gros, et on peut dire qu'en général la conductibilité est d'autant plus grande que la capacité est plus petite. C'est même pour ce motif que l'argile, formée de grains excessivement petits, a une grande capacité et une conductibilité presque nulle.

36 HYDROLOGIE GÉNÉRALE.

Si on étudie plus à fond le phénomène de l'absorption de Teau par le sable, on remarque qu'il est excessivement plus complexe qu'on ne pourrait le croire à priori.

Un certain nombre d'obstacles s'oppose à l'enfouissement des eaux.

L'eau peut en effet suivre) deux chemins différents pour s'engouffrer dans le sol. Le plus souvent elle ruisselle à la surface des grains, retenue à ceux-ci par une force adhésive ayant quelque analogie avec la force capillaire qui se manifeste dans la teinture (fig. 16). Si on prend un grain de sable bien sec A, et qu'on verse sur celui-ci une goutte d'eau, on constate que cette dernière entoure le grain A d'une gaine liquide plus ou moins adhérente. L'adhérence est même telle qu au „. ., ^ .. fur et à mesure que le grain mouillé est

Fig. 16 — Grain de . ,„. .. r rv ^

sable entouré de soumis à 1 evaporatiou, 1 eau 1 abandonne sa pellicule d'eau, de plusen plus avec difficulté. Celte force adhésive est proportionnelle à la surface des grains. Or à poids égaux, la surface d'une inasse de sable est d'autant plus grande que le diamètre de ces grains est plus petit. On s'explique ainsi pourquoi la dessiccation d'une masse de grains de sable très fin est plus difficile que celle d'une masse de grains de sable plus gros.

Pour que l'eau puisse passer d'un grain supérieur au grain inférieur de façon à gagner la nappe souterraine, il faut que celui-là se soit chargé d'une certaine dose d humidité qu'on constate fort bien quand on prend un tube rempli de sable de Fontainebleau. On verse de l'eau à la partie supérieure, le sable blanc prend un aspect gris. 8i la quantité de liquide est insuffisante, on distingue très nettement la partie humide grise de la partie sèche qui reste blanche. L'eau ne descend plus. Elle ne reprend sa marche descendante qu'au moment où on renouvelle un apport d'eau à la surface du tube.

Cette eau pelliculaire sera animée d'un certain mouvement de haut en bas et pourra conduire dans les profondeurs les eaux de pluie infiltrées.

Toutefois si la vitesse d'écoulement à travers cette nappe est insuffisante, l'eau va remplir les vides que les grains de sable laissent entre eux et il se déclarera un autre écoulement capillaire différent du mouvement pc///culaire. L'ensemble de ces deux mouvements constitue ce qu'on appelle la conductibilité.

L'obstacle ici est double. 11 résulte de la petitesse des canaux et de l'air que contiennent les pores du sable. L'eau ne pourra remplir ceux-ci qu'après en avoir chassé tous les gaz, créant aloi^s des courants d'air qui remontent à la surface du sol par quelques endroits assez bien limités qui empêchent en ces points la descente de l'eau. Hoffmann a nettement démontré que les eaux infiltrées dans les sables suivent des cheminées verticales distinctes de celles suivies par l'air.

Le sable demeure toujours plus sec en ces points jusqu'au moment où, tout l'air étant chassé, ces parties se mouillent comme les autres.

D'après M. Spring, l'imbibition d'un sable sec a lieu jusqu'à ce que l'air expulsé d'entre les grains par le liquide aitatteint une certaine pression dont la grandeur dépend essentiellement de la constante capillaire du liquide et de la présence du sable. Toutefois Carrét de Vimhibilion n'empêche pas le mouillage général des grains de sable,

D'Andrimont (1) adonné les lois suivantes qui semblent régir l'écoulement de l'eau à l'état superficiel ou pelliculaire dans les terrains qu'elle imbibe.

« L L'épaisseur de la couche superficielle recouvrant les particules du t^Brrain diffère d'un endroit à un autre ; elle peut varier de zéro à une épaisseur maximum, qui est celle de la sphère d'activité moléculaire. Lorsque cetîe

(1) D'Andrimont, L'alimentation des nappes aqulfcres {Annales de 'a Société géologique de Belgique, t. XXXI).

DiÉNERT. — Hydrologie agricole. 3

38 HYDROLOGIE GÉNÉRALE.

épaiesetrr est atteinte, il se forme une couche d'eau perceptible.

n. Le mouvement imbibitif est toujours dirigé des zones où cette couche est la plus épaisse, vers la zone où elle est moins épaisse.

Ml. Les couches d'eau à l'état superficiel sont soumises à la pesanteur qui tend à les faire descendre.

11 résulte de ces lois que, si un terrain est imbibé par le bas, la hauteur d'ascension est limitée. En effet, la force imbibitive étant constante et la pesanteur agissant sur une masse d'eau de plus en plus considérable, les deux ftctiens tendent à se contrebalancer.

Lorsqu'au contraire, un terrain est imbibé par le haut, ces deux actions agissent dans le même sens et la descente de l'eau peut se continuer indéfiniment

L'action imbibitive se manifestera lorsque l'épaisseur de la couche superficielle n'est pas uniforme ; elle se manifestera donc, a fortiori, lorsqu'un terrain sera mis en relation avec une zone imbibée capillairement.

L'écoulement capillaire de l'eau est d'autant plus lent que les vides laissés entre les grains de sable sont plus petits, mais, toutes choses égales d'ailleurs, l'eau s^achemînera d'autant plus rapidement dans le sol que la colonne d'eau à sa surface sera plus grande.

Quand l'épaisseur de sable dépasse 10 mètres environ, la vitesse d'écoulement capillaire est indépendante de la^ charge qui s'exerce à sa surface.

Les pluies ont souvent pour effet de modifier l'arrangement des sables et l'importance des vides, surtout de 1» partie supérieure du sol, d'où une diminution de la capacité.

La chaleur augmente l'infiltration et on s'en aperçoit pratiquement dans les filtres à sable, comme nous aurons l'occasion de le montrer par la suite.

La congélation du sol diminue et même annule

rinfiltration. En Sibérie, au nord du cercle polaire, les sources cessent de couler pendant Thiver.

Mais si au commencement un sol sec absorbe plus d'eau qu'un sol humide, il arrive forcément un moment où la quantité d'eau qui tombe est supérieure à celle qui s'infdtre.

Quand le sol est horizontal Teau reste stagnante et son absorption se continuera encore quand la pluie aura cessé de tomber. L'évaporation se manifestera ici pour une part assez importante.

Mais si le sol est en pente, Teau non absorbée suivra la déclivité et constituera ce qu'on appelle les eaux de ruissellement.

Le ruissellement augmente quand l'averse est plus forte ou plus prolongée parce qu'à ce moment la vitesse d'infiltration ou bien ne croît pas assez vite pour absorber l'eau qui tombe, ou bien diminue au fur et à mesure que le sol se trouve plus humecté d'eau.

Le ruissellement dépend de beaucoup de conditions : l'orographie et la nature géologique du sol, l'état de la surface (cultivée, boisée, en jachère, gelée, saturation du sol), l'intensité de l'averse et de sa durée. Ainsi Debauve a montré que, dans le bassin très déclive et imperméable delà Durance, la fraction de ruissellement était de 0,18 à 0,27 pour les crues moyennes et de 0,33 à 0,42 pour les crues exceptionnelles.

M. Landa a trouvé 0,42 pour le Danube à Vienne, en terhps de crue exceptionnelle.

D'autre part, le Geological Surwey aux États-Unis a montré que, toutes choses égales d'ailleurs, la proportion d'eau de ruissellement est liée à la durée des pluies. Ce qu'ils appellent le run off ou la proportion d'eau qui sort d'un bassin orograpqique par ruissellement, après les pluies emportée par les ruisseaux et les fleuves, ne dure que un à deux jours si la pluie reste comprise entre quinze et vingt jours. Au contraire, il se manifeste pen-

40 HYDROLOGIE GÉNÉRALE.

dant trente jours quand il tombe soixante jours de pluie.

Belgrand, qui a étudié dans le bassin de Paris l'infiltration des eaux dans les différents sols, a constaté que dans ce bassin, pour qu'il y ait ruissellement, il faut que les terrains sableux ou calcaires aient une pente de 5 p. 100(1).

L'absorption est totale si la pente est moindre.

Tous ces phénomènes, évaporation, ruissellement, infiltration sont sous la dépendance les uns des autres et il demeure évident qu'il est assez difficile de les évaluer avec une approximation suffisante. On se contente le plus souvent de prendre une moyenne très approximative que nous indiquerons plus loin.

Certaines réactions chimiques comme dans la formation des hydroxydes, absorbent une certaine quantité d'eau qui échappe aux nappes souterraines.

Répartition des pluies sur différents sols. — Nous avons montré ce qui se passe dans un terrain sableux

(1) Belgrand a fait dans la forêt de Fontainebleau une expérience intéres* santé pour démontrer qi:e la capacité d'absorption des sables était très grande. Belgrand désirait connaître la superficie à acquérir pour créer, dans la forêt de Fontainebleau, une décharge à l'aqueduc des eaux de la Vanne qui traverse cette forêt. Il choisit une des vallées les plus écartées, au delà d'Arbonne.

Un barrage avait été établi à 840 mètres de la décharge pour créer un lac d'eau limpide. Ce barrage s'élève à 3'>',26 au-dessus des points bas du soL Un peu à l'aval, se trouvait une source à l'affleurement des marnes vertes. Il y avait à. cet endroit 2 mètres de sable et au-dessous quelquei assises de calcaire de Brie.

L^eau, dont le débit était de 250 litres à la seconde, mit deux jours pour parcourir les 860 mètres qui la séparait du barrage, et ceci malgré la pente rapide de la vallée. L'air renfermé dans le sable s'échappait en produisant d'énormes bouillonnements h la surface de l'eau.

L'expérience dura du 15 mai au 5 juin et, pendant tout ce temps, l'eau n'atteignit guère qu'une moyenne de 1 mètre d'épaisseur et cela, sur à pein& 1 hectare.

Le sable était capable d'absorber dans cette expérience une hauteur d'eau de ^"',79 par jour, c'est-'i-dire une quantité considérable.

Les plu> fortes pluies connues dans nos régions donnent iO"*/" d'eau à l'heure, soit 0»,96 en vingt-quatre heures, elles peuvent donc être absorbées, complètement et rapidement par le sol, si la pente est inférieure à 5 p. 100.

formé de particules assez petites et sensiblement homogènes. Ce que nous avons dit à ce sujet va nous permettre de passer facilement aux autres terrains.

La capacité j dans les terrains autres que les sables (1), mesure plus que le volume total des espaces lacunaires. Pour une même substance cette capacité varie suivant le degré de finesse et de tassement.

D'une substance à une autre elle varie avec la densité et avec la tendance particulière à l'agglutination avec Teau. On trouve :

Eau retenue par le sable... 25 à 60 p. 100

Par le sol calcaire 27 —

— la glaise et l'argile 40 à 70 —

— le terreau 190 —

Voici, d'autre part, quelques chiffres donnés par P. Chalon (2) :

100 kil. de terre tourbeuse, après dessiccation à l'air, peuvent retenir 85^^ eau

100 kil. terre argilo-siliceuse, après dessiccation à l'air, peuvent retenir lO^s —

100 kil. terre calcaire, après dessiccation à l'air, peuvent retenir 451^8 —

A l'état compact :

Eau en m3.

1™3 de craie peut absorber... 0,200

lm3 grès — ... 0,050 à 0,100

1^3 calcaire — ... 0,004 à 0,005

lm3 granité — ... 0,025 à 0,005

Delesse avait trouvé les chiffres suivants qui montrent la différence entre la roche en fragments et celle en poudre.

(1) Certains auteurs font une distinction entre l'eau dite d'imhihition ou de carrière, qui se trouve dans l'intérieur même des roches, et l'eau de remplissage des vides. Le terme général de capacité englobe, dans son ensemble, ces deux sortes d'eau.

(2) P. Chalon, Recherche des eaux souterraines, p. 48.

42 HYDROLOGIE GÉNÉRALE.

En fragments

(parties d'eau). En poudre.

100 parties de craie peuvent absorber. 24 41 100 — de schistes noirâtres peuvent absorber 2,85 36

100 parties de gypse peuvent absorber 2,23 26

100 parties de grès quartzeux fin... 0,65 »

100 — de marbre gris 0.08 17

100 — de granité amphiboliquc. 0,06 27

Les grès, les calcaires qui forment les roches sont donc capables d'absorber une certaine quantité d'eau d'imbibition avant de laisser ruisseler à leur surface une goutte d'eau. Le grès, formé de grains de sable fins agglutinés entre eux, est assez poreux et s'imbibe bien mais lentement ; la finesse de son grain l'empêche généralement d'absorber assez vite une proportion d'eau un peu forte, telle qu'une forte averse, et la fraction de la pluie qui ruisselle dans les pays gréseux est encore très notable.

Mais ils sont le plus généralement sillonnés par de petites fissures qui forment des solutions de continuité entre les roches. L'eau d'imbibition s'introduit dans le grès comme à travers les grains de sable, avec cette différence qu'il y a une cohésion entre les grains qu'on ne retrouve pas dans le sable. Une fois que la roche est complètement imprégnée, une goutte d'eau déposée à la surface du sol entraîne la mise en liberté d'une goutte à la partie inférieure. Dans ces terrains la circulation a lieu par déplacement, exactement comme M. Schlœsing l'a démontré pour les sables (1).

Il ne faut pas oublier que le sol n'est pas entièrement nu et qu'il existe à sa surface une couche plus ou moins épaisse de mousse, gazon, feuilles mortes, etc. Cette

(1) L'expérience de M. Schlœsing a été faite de la façon suivante : il prend une allonge contenant l'«,200 de sable lavé et séché qu'il mouille avec 200 centiinèlres cubes d'une solution de sel marin contenant IC milligrammes de chlore par centimètre cube.

Ceci fait, il fait arriver à la partie supérieure un débit d'eau distillée de

couche a une capacité d'absorption qui lui est propre et généralement très grande ; on comprend alors que le ruissellement soit considérablement ralenti, là où cette couverture est épaisse. L'infiltration de l'eau dans le sol y est modérée ou tout au moins retardée.

La conductibilité des sols fissurés est plus grande généralement que dans les sables.

Les grès des Vosges sont très peu fissurés. Les grès àt Fontainebleau le sont au contraire beaucoup.

Par les fissures l'écoulement est bien plus facile parce que leurs dimensions sont plus grandes que les espaces lacunaires des sables. Dans le cas de la figure 17 la goutte d'eau a éprouve un certain frottement de la part des demi parois et devra vaincre la force capillaire, mais sur deux faces seulemenL En outre, quand la fissure s'agrandit comme dans la figure 48, la goutte d'eau n'est plus adhérente qu'à une seule paroi et son écoulement sera plus facile encore.

Par conséquent dans les grès fissurés l'absorption des eaux pluviales sera bien plus grande que dans les sabdes. L'air n'est presque plus ici un obstacle parce que les gouttelettes d'eau peuvent y circuler sans être obligées de

40 centimètres cubes par heure et le liquide chassé de l'allonge est recueilli yar lots de 10 centimètres cubes.

De trois en trois lots on dose le chlore et on trouve :

3 lots. 6 lois. 9 lots. 12 lots. 15 lots. 18 lots. 24 lots. 37 lots. Chlore p. 1000. 100,2 99,8 99,8 100 100 84 8

On retrouve ainsi les trois quarts de la quantité de chlore ajouté à peu près de même concentration que la solution primitive. M. Schlœsing explique ainsi le résultat de cette expérience.

On peut diviser l'allonge en une série de couches transversales. Quand une couche d'eau distillée a baigné la surface de l'allonge, elle se mélange avec la première couche qu'elle rencontre et se charge ainsi de sel. La deuxième couche rencontrée sur laquelle s'exerce une pression échange également avec cette couche de nouvelle concentration une certaine proportion de sel marin, mais se dilue moins que la première couche et ainsi de suite jusqu'au moment où la dilution ne peut pas pratiquement se faire sentir, et on récolte à la fin de l'eau simplement chassée et remplacée par la couche d'eau immédiatement supérieure. II se fait donc comme un déplacement vertical, l'eau supérieure venant remplacer l'eau de la couche inférieure qui est chassée.

HYDROLOGIE GÉNÉRALE.

le chasser pour prendre sa place. Dans ces conditions si la circulation pelliculaire existe elle est réduite à son minimum.

Dans les grès il y a deux circulations : Tune à travers les pores de la roche elle-même, ressemblant à celle des terrains sableux, l'autre, à travers les fissures des grès et identique à la circulation des eaux à travers les roches Compactes et lissurées comme les calcaires, les gneiss, les basaltes, les serpentines, les trapps. Les grès forment donc la transition entre les sables et les roches compactes

Fig. 17. — Circulation d'une goutle d'tau à travers une fine diaclase.

Fig. 18. — Circulation d'une goutte d'eau à travers une large diac.'ase.

fissurées. L'eau que ces roches peuvent contenir dans leurs pores contribue très peu àfalimentation de la nappe sous-jacente, mais nous verrons plus tard son influence sur la composition des eaux souterraines.

Les fissures sont souvent mixtes, c'est-à-dire comblées en partie par des sables ou des cailloux. La circulation y est alors moins facile, mais généralement ces terrains de remplissage laissent des espaces lacunaires très lâches qui n'opposent qu'un très faible obstacle au cheminement des eaux.

D'autres fois les débris remplissant les diaclases sont légèrement argileux et forment alors un tel obstacle à la circulation des eaux que celle-ci y est plus difficile que dans les sables.

L'argile pure, lorsqu'elle est sèche, peut se mettre en

poudre, mais elle est avide d'eau et se gonfle quand elle s'en imprègne. On dit alors qu'elle foisonne. C'est l'avidité de l'argile pour l'eau qui la rend à peu prt s • imperméable. Nous la considérons actuellement à la surface du sol, nous verrons plus loin l'argile dans la profondeur du sol.

M. P. Pichard, directeur de la Station agronomique de Vaucluse, a montré qu'une terre argileuse ou argilocalcaire simbibe d'eau très difficilement ; au contraire, une terre argilo-silicieuse est beaucoup plus perméable. Voici ce qu'il a trouvé :

Durée de l'imbibition totale d'une couche de terre Compositions de terres. ayant 50">"> d'épaisseur. I. Argile grasse de Béllone 55 jours.

- 30Kg

Sable calcaire palpable 70 )

m i Argile 20^

*"• ( Calcaire palpable 80 ) *^

(Argile 30^