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# Adaptation du drainage forestier en contexte de changement climatique : apport d'une approche de modélisation sur un site expérimental

Alexandre Pryet, Maureen Bartoli, Estelle Jardot

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Alexandre Pryet, Maureen Bartoli, Estelle Jardot. Adaptation du drainage forestier en contexte de changement climatique : apport d'une approche de modélisation sur un site expérimental. EPOC 5805 - Environnements et Paléoenvironnements Océaniques. 2025. hal-05207893

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# Adaptation du drainage forestier en contexte de changement climatique : apport d'une approche de modélisation sur un site expérimental

Alexandre Pryet, Maureen Bartoli, Estelle Jardot

Mai 2025

## Rapport final

Une étude réalisée par le laboratoire EPOC (UMR 5805 CNRS - Université de Bordeaux, Bordeaux INP) dans le cadre du projet « REZIN » en partenariat avec le SIAEBVELG grâce au soutien de l'Agence de l'Eau Adour Garonne, de la Région Nouvelle Aquitaine, et du département de la Gironde.

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RÉGION
Nouvelle-
Aquitaine

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RÉPUBLIQUE
FRANÇAISE

Liberté
Égalité
Fraternité

eau
GRAND SUD-OUEST
AGENCE DE L'EAU ADOUR-GARONNE

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université
de BORDEAUX

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Gironde
LE DÉPARTEMENT
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# Résumé

Le réseau de drains forestiers des Landes de Gascogne a été développé dès le XIXᵉ siècle pour assainir les Landes de Gascogne. Le drainage permet de s'approcher de conditions hydriques optimales pour la production sylvicole, soit une profondeur piézométrique comprise entre 0,4 et 1,2 m par rapport au sol. Si le niveau de l'eau est trop proche de la surface (<0,4 m/sol), cela conduit à un défaut d'oxygénation du réseau racinaire, un risque plus élevé d'arrachement pendant les tempêtes, et des difficultés d'accès en cas d'incendie. A l'inverse, si le niveau de l'aquifère est trop profond (> 1,2m/sol), les pins peuvent se retrouver en état de stress hydrique. Avec l'évolution des conditions hydro-climatiques, une réflexion a été engagée autour de l'adaptation de la profondeur et de la densité du réseau de drainage aux conditions futures.

Un modèle numérique d'écoulement hydrogéologique a été mis en place sur une parcelle forestière expérimentale pour comparer différentes stratégies de drainage dans les Landes du Médoc. Le site d'étude est une parcelle d'une centaine d'hectares plantée de pins maritimes sur la commune d'Hourtin (Gironde). Le site a été caractérisé avec une étude topographique LiDAR, qui a permis d'obtenir un modèle numérique de terrain à haute résolution et une cartographie de la profondeur des drains. Les drains y sont espacés de 150 m et atteignent une profondeur moyenne de 1,10 m. Le site a été instrumenté avec des sondes de pressions autonomes dans des drains, les piézomètres, ainsi que dans la craste qui constitue la limite nord du site d'étude. Les ouvrages ont été nivelés au GPS différentiel, qui permet d'atteindre une précision centimétrique pour l'ensemble des ouvrages.

Un modèle numérique a été implémenté avec le code MODFLOW pour simuler les écoulements souterrains en régime transitoire dans un plan horizontal sur l'ensemble de la parcelle expérimentale. Un modèle de surface à réservoir, basé sur le bilan hydrique journalier a permis de calculer l'évapotranspiration depuis le sol et le couvert végétal, la transpiration par prélèvement racinaire depuis l'aquifère, et la recharge vers l'aquifère. Le modèle s'inscrit dans le schéma régional d'écoulement, il intègre les flux vers les drains, les interactions avec le cours d'eau, et le prélèvement racinaire par les pins. Le calage d'historique a été réalisé avec un algorithme d'estimation des paramètres sur une année hydrologique (octobre 2023 à octobre 2024). Il permet un ajustement satisfaisant des chroniques simulées aux valeurs observées.

Les excès de hauteur d'eau (niveau piézométrique < 0.4 m de profondeur) et déficits de hauteur d'eau (niveau piézométrique >1.2 m de profondeur) ont ensuite été calculées avec le modèle dans différentes configurations. Sur la période de reconstruction historique (2004-2024), la configuration de drainage actuelle conduit à des excès de hauteurs d'eau assez brefs (quelques semaines) mais à des déficits assez intenses (0,7 m / référence) et prolongés (plusieurs mois). Une analyse comparative a ensuite été réalisée avec différentes configurations de drainage : 4 profondeurs (40, 110, 150, et 200 cm / sol), et 3 densités (dense, actuelle, faible) qui correspondent respectivement à des espaces inter-drains de 50, 150, et 300 m. Ces différentes configurations ont été évaluées selon 2 indicateurs : le déficit, et l'excès de hauteur d'eau. L'excès de hauteur d'eau devient négligeable au-delà de 110 cm de profondeur de drainage. Le déficit de hauteur d'eau est observé dans toutes les configurations, mais augmente sensiblement
au-delà de 110 cm de profondeur de drainage. Le déficit est 2,5 fois plus élevé pour un niveau de drainage à 200 cm, par rapport à celui obtenu avec une profondeur de drainage à 40 cm. L'augmentation de la densité de drainage (inter-drain réduit à 50 m) permet d'atténuer les pics d'excès d'eau, mais n'a pas d'effet notable sur le stress hydrique subi pendant les périodes d'étiage. Ces résultats illustrent le compromis à gérer entre excès et déficit de hauteur d'eau. Un niveau de drainage au-delà de 110 cm de profondeur conduit à une augmentation du déficit sans réduction notable des excès de hauteur d'eau. **Avec les critères retenus et les conditions actuelles, il semble pertinent de développer un réseau de drainage assez dense mais de profondeur inférieure à 110 cm.**

Les simulations réalisées sur la période prospective avec 11 simulations climatiques régionales issues du portail DRIAS mettent en évidence une relative stabilité de l'indicateur d'excès de hauteur d'eau l'hiver, mais une augmentation régulière du déficit de hauteur d'eau en fin de période estivale (+20% à l'horizon 2100). **La problématique des sécheresses semblent donc s'amplifier tandis que celle des hautes eaux demeure.**

Les difficultés rencontrées dans le cadre de ce projet ont été de différentes natures. D'un point de vue expérimental, le nivellement à la précision centimétrique constitue un défi en zone forestière. Par ailleurs, le suivi du niveau des drains a mis en évidence une connexion partielle des différents segments de drains, potentiellement associée à la présence d'embâcles dans les buses. Cela rend difficile le suivi du niveau des drains sur l'ensemble du réseau des drains et peut expliquer une partie des difficultés rencontrées pour le calage d'historique, qui met en évidence des erreurs structurelles et des incertitudes. Pour ce qui concerne les projections avec les simulations climatiques régionales, les incohérences des estimations de l'évapotranspiration potentielle peuvent introduire un biais dans les résultats. **Ces limites peuvent motiver des vérifications et donnent des perspectives au projet. Mais il est improbable que les améliorations remettent en question les principaux résultats de cette étude.**
# Sommaire

1 Introduction 7

2 Site d'étude 10

2.1 Situation et hydrologie 10

2.2 Contexte hydrogéologique 11

2.3 Sylviculture et ressources en eau 13

3 Caractérisation et instrumentation 14

3.1 Analyse des données LIDAR 14

3.2 Instrumentation du site d'étude 17

3.3 Observations hydro-météorologiques 22

4 Développement du modèle hydrogéologique 24

4.1 Résolution de l'équation d'écoulement 24

4.2 Conditions aux limites 25

4.3 Réseau hydrographique 28

4.4 Drains 29

4.5 Recharge et prélèvement racinaire 30

4.6 Calage d'historique 32

4.7 Simulation des forçages 39

5 Indicateurs de performance du réseau de drainage 41

6 Résultats 44

6.1 Analyse historique 44

6.2 Analyse prospective 48

7 Limites et perspectives 51

8 Conclusion 53

9 Références 54

10 Annexes 57
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# 1 Introduction

Cette étude s'inscrit dans le programme d'action du Syndicat des Lacs Médocains (SIAEBVELG). Elle a été réalisée dans le cadre du projet « Restauration de zones humides en amont du bassin versant des Lacs Médocains » (REZIN), lauréat de l'appel à projets 2021-2024 de l'« Entente pour l'eau sur la restauration des milieux humides de têtes de bassin versant » de l'Agence de l'Eau Adour Garonne et de la Région Nouvelle Aquitaine. Le projet REZIN était découpé en 3 volets : « Lacs Médocains », « Zones forestières », et « Zones agricoles » (Figure 1.1), qui font chacun l'objet d'un rapport spécifique. Ce rapport présente les résultats obtenus dans le deuxième volet, portant sur les zones forestières. Ces recherches prolongent la réflexion initiée dans le cadre d'un projet porté par le SMEGREG sur l'adaptation du schéma de drainage forestier dans les Landes de Gascogne dans un contexte de changement climatique (Koller et al., 2018).

<figure><img src="image_12.png" /><figcaption>Figure 1.1 : Les actions prévues dans le projet « REZIN » ont été réparties selon trois axes : « Lacs Médocains », « Zones forestières », et « Zones Agricoles ». Le présent rapport se concentre sur la partie centrale, « Zones forestières ». Le site expérimental de Sescousse est sur la bordure nord du bassin versant des Lacs Médocains.</figcaption></figure>

Les parcelles forestières des « Landes du Médoc » correspondent à la pointe septentrionale du triangle des Landes de Gascogne, caractérisé par une épaisseur de dépôts sableux plio-quaternaires, au sommet duquel on retrouve le Sables des Landes (Jolivet et al., 2007). Ces formations perméables forment un ensemble aquifère sub-
affleurant. Ce territoire formait naturellement une vaste zone de marais, principalement
utilisés pour le pâturage. Les pratiques de drainage de l'aquifère, généralisées à partir
XIXe siècle, ont bénéficié à la sylviculture qui a remplacé le pastoralisme pour devenir la
principale activité économique du territoire (Koller et al., 2018; Sargos, 1997). Sur le
bassin versant des lacs médocains (1 000 km²), un réseau de 1 000 km de fossés a été
aménagé pour évacuer l'excès d'eau du territoire vers les lacs de Carcans-Hourtin et
Lacanau dans un premier temps, puis vers l'exutoire, le bassin d'Arcachon dans un
second temps (Figure 1.1).

En abaissant le niveau de l'aquifère, le drainage favorise la croissance des pins et l'accessibilité des parcelles en toute saison, notamment pour les véhicules de lutte contre les incendies. Le drainage améliore aussi l'ancrage des arbres et réduit le risque de déracinement lors des tempêtes hivernales. Mais un drainage excessif peut renforcer les phénomènes d'inondations en aval pendant les épisodes de hautes eaux, et contribuer à l'assèchement du territoire pendant les périodes estivales. Cela peut induire un stress hydrique pour la forêt, et menacer les écosystèmes humides caractéristiques des landes de Gascogne.

<figure><img src="image_13.png" /><figcaption>Figure 1.2 : Problématique de l'excès et du déficit de hauteur d'eau pour différentes intensités de drainage (Koller et al., 2018). Le drainage est optimal lorsqu'il évite les excès de hauteur d'eau sans conduire à une augmentation des déficits. Le maintien du niveau de l'aquifère dans la zone intermédiaire permet une croissance optimale des pins, l'accessibilité des parcelles et améliore l'ancrage racinaire.</figcaption></figure>

La gestion quantitative de la ressource en eau sur ce territoire est ainsi rendue délicate
par l'alternance entre des épisodes d'inondations hivernales où la nappe est sub-
affleurante, voire déborde (formation de lagunes dans les zones de creux) et de
sécheresses estivales. Selon les projections régionalisées du rapport « DRIAS Les futurs
du climat », les contrastes saisonniers et la fréquence des événements extrêmes sont
susceptibles d'augmenter (Soubeyroux et al., 2020).
La problématique est de trouver un compromis sur la géométrie du réseau de drainage afin d'évacuer le surplus d'eau en hiver, tout en préservant le stock en aquifère pour les épisodes de sécheresses estivales (Figure 1.2). Les effets du schéma de drainage sont principalement contrôlés par l'espacement inter-drain ou « densité » du réseau de drainage, et la profondeur des drains par rapport au terrain naturel (Koller et al., 2018).

Au-delà des aspects quantitatifs, cette réflexion sur la stratégie de drainage s'inscrit dans la politique de restauration des écoulements « doux » et superficiels et de leurs services écosystémiques. La présence de zones humides et de leurs écosystèmes permet notamment la dénitrification et le stockage du carbone et du phosphore, améliorant ainsi la qualité de l'eau. Ces processus sont étudiés dans les rapports associés aux premier et troisième volets du projet REZIN.

Ce deuxième volet du projet REZIN est basé sur une approche croisée d'observation et de modélisation hydrogéologique sur une parcelle expérimentale d'une centaine d'hectares. La parcelle est plantée d'une forêt cultivée et dispose d'un réseau de drainage représentatif de la région des Lacs Médocains. Un modèle numérique d'écoulement en aquifère y a été établi afin de comparer l'impact de différentes stratégies de drainage.

Ce rapport débute par une présentation du site d'étude (Section 2), suivie d'une caractérisation du réseau de drainage avec les données LiDAR disponibles sur le domaine (Section 3). Cette section présente aussi l'instrumentation mis en place sur le site d'étude, qui a permis le suivi automatisé des niveaux d'eau dans les crastes, drains et piézomètres. Ces données ont été utilisées pour les forçages et la calibration du modèle numérique d'écoulement souterrain (Section 4). Après l'étape d'estimation des paramètres, les indicateurs de performance du réseau de drainage sont présentés en Section 5. Différentes configurations de drainage ont été testées sur une période de réanalyse historique (2004-2024) (Section 6.1) et sur la période prospective (Section 6.2). Les résultats sont enfin discutés et mis en perspective dans les sections 7 et 8.
# 2 Site d'étude

## 2.1 Situation et hydrologie

La zone d'étude se trouve au nord-est de la commune d'Hourtin, en limite entre les bassins versants de la Pointe Médoc et des Lacs Médocains (Figure 2.1). Cette parcelle forestière communale couvre une superficie de 106 hectares située en bordure de terres agricoles, située à l'ouest. Le site est délimité par un réseau de crastes. Au sud, la Craste des Pins se déverse vers un fossé agricole qui forme la bordure ouest de la parcelle. À l'est, la craste de la Brède longe le site et rejoint la Craste de Loupdat au nord, qui constitue l'exutoire principal des écoulements, au nord-ouest de la Parcelle.

<figure><img src="image_14.png" /><figcaption>Figure 2.1 : Localisation de la parcelle expérimentale de « Sescousse » sur la commune d'Hourtin, en limite nord du bassin versant des Lacs Médocains. La parcelle expérimentale est bordée par des crastes et par un fossé agricole à l'ouest.</figcaption></figure>

La parcelle de Sescousse est traversée par un réseau de drains orientés ouest-nord-ouest avec un espacement inter-drain d'environ 150 m pour une profondeur moyenne de 1,10 m (voir Section 3.1.2). Le franchissement des drains est assuré par des buses sous le chemin central orienté nord-nord-est. Les drains sont relativement en bon état, et certains ont fait l'objet d'un fauchage. Mais d'autres présentent une végétation relativement abondante et certaines buses sont encombrées.
## 2.2 Contexte hydrogéologique

La géologie régionale des Landes de Gascogne est caractérisée par des formations quaternaires posées sur des formations tertiaires (Karnay et al., 2008). À l'ouest, la côte aquitaine est caractérisée par des dunes littorales constituées de sables éoliens fins, formés sous l'influence des vents quaternaires durant les périodes glaciaires. Ces dunes, souvent appelées dunes « historiques » de type barkhanes, sont le produit d'un environnement désertique froid. À l'est et au sud de la zone, la formation du Sable des Landes, issue de dépôts tardiglaciaires, prédomine. Elle est d'origine hydro-éolienne, composée de sables de granulométrie moyenne, souvent surmontée d'une couche pédogénétique appelée alios, résultant de l'enrichissement en fer et en matières organiques. Ces formations plio-quaternaires repose en général sur des formations tertiaires composées de marnes, de calcaires et d'argiles.

<figure><img src="image_15.png" /><figcaption>Figure 2.2 : Coupe géologique de la zone d'étude (Corbier et al., 2010). L'unité géologique affleurante au droit du site d'étude est la formation de Belin, dominée par des sables et graviers fluviatiles.</figcaption></figure>

La zone d'étude des Landes de Sescousse, située au nord-est de la commune Hourtin, présente une stratigraphie superficielle dominée par des dépôts sableux du plio-quaternaires. Le sous-sol immédiat est constitué par des sables fins, qui peuvent correspondre à l'unité des sables des Landes, d'origine éolienne et fluviale, ou à la formation de Castets, associée à un ancien environnement de plaine deltaïque. Ces sables fins sont déposés sur des couches de graviers et sables plus grossiers de la formation de Belin, formée dans un environnement deltaïque où des chenaux divagants ont transporté du matériel grossier. On retrouve localement des formations intercalaires argileuses, notamment au sud de la zone expérimentale. Des bancs d'alios ont par ailleurs été observés à une profondeur entre 0,5 m et 1 m lors des forages réalisés sur zone.
<figure><img src="image_16.png" /><figcaption>Figure 2.3: Position de la zone d'étude avec isopièzes de référence BRGM.</figcaption></figure>

La piézométrie « de référence » de l'aquifère du Plio-Quaternaire, disponible sur le SIGES Aquitaine<fnref n="1" /> a été digitalisée 2003 à partir d'un ensemble de thèses et rapports réalisés entre 1960 et 1980. Au droit du site d'étude, la carte piézométrique fait état d'un écoulement régional des eaux souterraines vers le nord-ouest. Les données du point de référence ADES le plus proche BSS0001VYWT (07545X0029/F), noté F sur la carte de la Figure 2.3, présentent des fluctuations saisonnières d'ordre métrique. La chronique piézométrique sur la période 2006-2025 ne met pas permet pas de dégager de tendance (Figure 2.4).

<figure><img src="image_17.png" /><figcaption>Figure 2.4: Chroniques piézométriques au forage ADES BSS0001VYWT (07545X0029/F).</figcaption></figure>

<footnote n="1">¹ https://www.mongeosource.fr/geosource/1044/fre/catalog.search#/metadata/953ca727-0279-4521-8513-25a70fbd66f3</footnote>
## 2.3 Sylviculture et ressources en eau

L'écosystème forestier constitué par les arbres, le sous-bois et le sol est le siège d'évaporation directe et de transpiration par prélèvement racinaire. Selon l'INRAE, la transpiration d'un peuplement de pins adulte en conditions optimales est de 390 mm/an. Les peuplements jeunes ou anciens présentent généralement une consommation d'eau inférieure.

Les arbres subissent un stress hydrique lorsque l'eau du sol et de l'aquifère n'est pas facilement accessible pour satisfaire les besoins. Selon le CRPF, l'aquifère exploitable par les racines est limitée par la hauteur de remontée capillaire, qui est faible pour les formations sableuses. Le réseau racinaire se développe entre 0,8 et 1 m. Lorsque le niveau piézométrique passe en deçà de 30 cm sous les racines (soit 1,30 m de profondeur), le réseau racinaire devient inactif.

Par conséquent, les peuplements forestiers en croissance exploitent l'aquifère superficiel des sables landais lorsque ce dernier est situé entre 40 et 120 cm de profondeur. Sur le site instrumenté de Bray, observé par l'INRAE, il a été constaté que lorsque le niveau piézométrique descend en dessous de 110 cm, l'aquifère n'est plus exploitable par le système racinaire.

Pour faire face à cette variabilité de la disponibilité de l'eau, les pins peuvent engager plusieurs mécanismes d'adaptation :

- Prospection des réserves profondes : les racines se développent en profondeur.

- Stockage d'eau dans les tissus racinaires et tronconiques : les arbres accumulent de l'eau temporairement dans ces tissus.

- Régulation de la transpiration : les pins ajustent la transpiration en modifiant l'ouverture et la fermeture des stomates en fonction des conditions climatiques, en développant une cuticule protectrice, et en réduisant la surface transpirante par la chute des aiguilles.
# 3 Caractérisation et instrumentation

## 3.1 Analyse des données LIDAR

Une campagne LiDAR a été menée les 7 et 8 octobre 2021 sur le bassin-versant des Lacs Médocains (APEI, 2021). Les relevés ont été réalisés avec une densité de 15 points/m² avec une précision centimétrique dans les trois dimensions de l'espace. Ces données LiDAR ont fait l'objet d'un traitement dans cette étude pour obtenir un modèle numérique de terrain (MNT) haute résolution et une cartographie de la profondeur des drains.

### 3.1.1 Modèle numérique de terrain

Le modèle numérique de terrain à la résolution de 1 m a été obtenu à partir de l'application d'un filtre « Cloth Simulation Filter » (CSF) (Zhang et al., 2016) sur le nuage de points (Figure 3.1). Les artefacts résiduels peuvent être lissés en augmentant la résolution ou avec l'application d'un filtre de lissage. Nous avons retenu une résolution de 2 m avec application d'un filtre gaussien ($\sigma$ = 2 m, $r$ = 12 m) pour le modèle numérique de terrain de référence. Sur la parcelle d'étude, le terrain est à une cote comprise entre 21,5 et 22,5 m NGF. C'est à partir de ce modèle numérique de terrain dérivé du LiDAR que seront calculées les profondeurs du niveau piézométrique dans le reste de cette étude.

<figure><img src="image_18.png" /><figcaption>Figure 3.1 : Comparaison des données LiDAR et de ses sous-produits sur une coupe AA' traversant un drain sur la parcelle expérimentale. Les données LiDAR brutes (en vert) font apparaître les arbres et le drain. Les données LiDAR classées avec un filtre CSF permettre d'extraire le modèle numérique de de terrain (MNT).</figcaption></figure>
<figure><img src="image_19.png" /><figcaption>Figure 3.2: Modèle numérique de terrain (DTM) issu du post-traitement des données Lidar associant filtre CSF et lissage gaussien QGIS SAGA ($\sigma = 2 \text{ m}, r = 12 \text{ m}$). Les points LiDAR sur la position des drains ont été exclus.</figcaption></figure>

### 3.1.2 Extraction de la profondeur des drains

Une méthode d'estimation du niveau du fond des drains à partir du relevé LiDAR a été développée dans le cadre de ce projet. Elle nécessite que le relevé LiDAR soit réalisé pendant une période de basses eaux, où les drains sont à secs, ce qui était bien le cas en octobre 2021. La méthode se base sur la sélection de points LiDAR dans une fenêtre « glissante » le long du réseau de drainage (Figure 3.3). Pour chaque position de fenêtre, on extrait la valeur d'altitude minimale parmi les points sélectionnés. On fait alors l'hypothèse que cette valeur correspond au fond du drain, les autres pouvant avoir été interceptés par la végétation.

<figure><img src="image_20.png" /><figcaption>Figure 3.3 : Méthode d'extraction de la profondeur des drains à partir des points LiDAR avec sélection selon une fenêtre glissante le long du tracé des drains digitalisés.</figcaption></figure>
Les caractéristiques optimales de la fenêtre (largeur et longueur) ont été déterminées à partir de 110 points de contrôle du niveau du fond des drains réalisé au GPS différentiel (Figure 3.4). Les caractéristiques de la fenêtre glissante permettant le meilleur ajustement entre la mesure réalisée au DGPS et l'estimation de la profondeur dérivée des points LiDAR correspondent à une largeur de 7 m une longueur 11 m. Cela conduit à un biais de +2 cm et une erreur moyenne quadratique de 12 cm sur le niveau de fond de drain (Figure 3.5).

<figure><img src="image_21.png" /><figcaption>Figure 3.4 : Points de contrôle de la profondeur des drains réalisé au GPS différentiel Leica GS10 (Février 2024).</figcaption></figure>

<figure><img src="image_22.png" /><figcaption>Figure 3.5 : Paramétrisation de la méthode d'extraction de la profondeur des drains à partir de données LiDAR par fenêtre glissante. (A) optimisation de la taille de la fenêtre glissante et (B) critères d'ajustement aux mesures DGPS pour la configuration optimale (largeur 7 m et longueur 11 m).</figcaption></figure>
Cette méthode a ensuite été appliquée sur l'ensemble du réseau de drainage de la parcelle expérimentale de Sescousse pour obtenir la Figure 3.6. Elle met en évidence une certaine irrégularité dans la profondeur de drainage, ce qui est compatible avec les observations de terrain, mais cela peut aussi être expliqué par des artefacts causés par la végétation. Dans la configuration actuelle, la profondeur moyenne du fond des drains est de 1,10 m par rapport au sol. Cela correspond à la profondeur maximale de drainage, mais la profondeur des drains, doit être distinguée du niveau de drainage (voir encart en Section 4.4).

<figure><img src="image_23.png" /><figcaption>Figure 3.6 : Profondeur des drains dérivée du jeu de données LiDAR avec la méthode de la fenêtre glissante sur la parcelle expérimentale de Sescousse. La profondeur moyenne est de 1,10 m par rapport au niveau du sol.</figcaption></figure>

## 3.2 Instrumentation du site d'étude

Le suivi hydrologique permet de caractériser un hydrosystème et de constituer les chroniques de forçage et de calibration nécessaires à sa modélisation. La variable la plus accessible est le niveau de l'eau (ou charge hydraulique) par rapport à une référence, telle que le nivellement général français (NGF). L'hydrosystème étudié est ici l'aquifère du Plio-Quaternaire, en interaction avec des cours d'eau semi-permanents et un réseau de drainage forestier.

Pour les besoins de l'étude, une série de 3 piézomètres a été réalisée sur la parcelle expérimentale de Sescousse par la société ENVOLIS entre les 15-16 février 2022 (Figure 3.9). Les piézomètres PS1, PS2, PS3 ont été réalisés par battage (Figure 3.7) au diamètre 125 mm et ils ont été équipés d'un tube crépiné de 51 mm de diamètre intérieur. Le niveau piézométrique est situé à un mètre de profondeur et les fluctuations saisonnières attendues sont de l'ordre du mètre pour cette unité (Figure 2.4). Les ouvrages atteignent une profondeur de 3 m environ, ce qui doit permettre d'éviter leur assèchement pendant la période de suivi. En complément de ces 3 piézomètres, un puits de diamètre 160 mm a été foré à proximité directe (2,95 m) du piézomètre PS3 et équipé d'un tubage crépiné de 112 mm de diamètre intérieur (Figure 3.10).
<figure><img src="image_24.png" /><figcaption>Figure 3.7 : Réalisation d'un piézomètre par battage (ENVOLIS, février 2022)</figcaption></figure>

Le secteur d'étude est d'extension kilométrique et les gradients hydrauliques sont de l'ordre de 1/1000. A cette échelle spatiale, les différences de charges entre ouvrages de suivi peuvent donc être faibles, et l'enjeu est d'obtenir une précision centimétrique sur les niveaux mesurés. Le niveau est classiquement suivi avec une sonde de pression absolue, maintenue immergée à une position fixe. La pression doit être compensée des fluctuations de pression atmosphérique avec une sonde de pression barométrique, maintenue hors d'eau à température constante. Le niveau ou charge hydraulique $h(t)$ (m NGF) est ensuite calculé à partir de la cote de la sonde $z_s$ (m NGF) est de la hauteur de colonne d'eau au-dessus de la sonde : $c(t)$ (Figure 3.8). La compensation barométrique est assurée par une sonde de pression hors d'eau, qui fournit la pression atmosphérique $p_{atm}(t)$. La masse volumique de l'eau est supposée constante ($\rho = 1000 \text{ kg/m}^3$).
<figure><img src="image_25.png" /></figure>

<figure><img src="image_26.png" /><figcaption>Figure 3.8 : Mesure de la charge hydraulique $h(t)$ (m NGF) à partir d'une mesure manuelle de la profondeur $l(t)$ à la sonde piézométrique ou avec une sonde de suivi autonome de la pression absolue, $p(t)$. La colonne d'eau au-dessus de la sonde $c(t)$ est calculée avec la pression atmosphérique $p_{atm}(t)$, la masse volumique de l'eau $\rho = 1000 \text{ kg/m}^3$, et la constante d'accélération gravitationnelle $g = 9.81 \text{ m/s}$. La charge hydraulique peut être exprimée dans le référentiel NGF après nivellement du haut du tubage $z_t$ pour une mesure manuelle, ou de la sonde $z_s$, pour un suivi autonome. Aucune mesure n'est faite par rapport au niveau du sol, qui ne permet pas d'atteindre une précision centimétrique.</figcaption></figure>

À la suite de problèmes techniques répétés avec des sondes HOBO™ Water Level Logger®, des sondes de pression autonome VanEssen™ Diver TD® ont dû être installées à partir du 23 juin 2023 :

- 3 sondes dans les drains : FS1, FS2, FS3

- 1 sonde dans la Loupdat : FS4

- 3 piézomètres : PS1, PS2, PS3

Chacun des ouvrages a fait l'objet d'un nivellement au GPS différentiel Leica GS10, corrigées avec les données des stations fixes du réseau GNSS de l'IGN<fnref n="2" />. Malgré plusieurs tentatives, une précision centimétrique n'a pas pu être obtenu pour les piézomètres situés sous couvert forestier. Des relais ont donc été réalisés au niveau optique Leica NA320. Les piézomètres à niveler sont situés au cœur des parcelles, donc éloigné d'un espace « ouvert » qui permet la réception le signal GPS. Ces opérations ont donc été répétées pour lever les doutes sur les résultats, ce qui a permis d'obtenir une précision centimétrique. Mais l'appel à une société de géomètre expert devrait être recommandé pour répliquer ce type d'opération.

<footnote n="2">² https://rgp.ign.fr/DONNEES/diffusion/</footnote>
<figure><img src="image_27.png" /><figcaption>Figure 3.9 : Réseau de suivi du niveau mis en place sur la parcelle de Sescousse : drains forestiers (FS1, FS2, F3), craste de Loupdat à la confluence avec la craste de la Brède (FS4), et piézomètres (PS1, PS2, PS3) placés à l'inter-drain.</figcaption></figure>

<figure><img src="image_28.png" /><figcaption>Figure 3.10 : Dispositif expérimental pour l'essai de pompage réalisé en décembre 2022 sur le puits de pompage P1 situé à 3,95 m du piézomètre FS3.</figcaption></figure>
<figure><img src="image_29.png" /><figcaption>Figure 3.11 : Point de suivi en drain FS2 en hautes-eaux (à gauche) et à l'étiage (à droite)</figcaption></figure>

<figure><img src="image_30.png" /><figcaption>Figure 3.12 : Point de suivi FS4 dans la craste de Loupdat en période de hautes eaux.</figcaption></figure>
## 3.3 Observations hydro-météorologiques

Une station météorologique a été installée en juillet 2022 sur le domaine Saint-Jean, à moins de 5 km du site expérimental de Sescousse. La station est équipée d'un pluviomètre à auget basculant Campbell Scientific™ ARG314 de résolution 0,1 mm et d'un dispositif de suivi des variables pour la quantification de l'évapotranspiration potentielle selon Penman-Monteith : sonde de température et humidité relative de l'air (HYGROVUE5®), anémomètre (Gill™ WindSonic4®), et pyranomètre à thermopile CS320. Les variables sont enregistrées au pas de temps 6 min par une centrale d'acquisition CR300, le tout alimenté par un panneau solaire.

<figure><img src="image_31.png" /><figcaption>Figure 3.13 : Station météorologique Campbell Scientific™ mise en place en juillet 2022 sur le domaine Saint Jean (commune d'Hourtin).</figcaption></figure>

Le pyranomètre installé en juillet 2022 présentait un défaut et n'a pu être remplacé qu'en février 2024. Par ailleurs, le pluviomètre a été retrouvé bouché le 1er octobre 2024. Pour pallier ces lacunes, ce sont donc les données Météo-France de la station de Mérignac qui ont été utilisées<fnref n="3" />

<footnote n="3">³ Données Météo-France 1950-2022
https://www.data.gouv.fr/fr/datasets/r/73e35d27-f8ed-4671-89bc-aee31edaa265
Données Météo-France 2023-2024
https://www.data.gouv.fr/fr/datasets/r/fcf1a1be-d999-46d1-b2a6-f7ef4193ba50</footnote>
<figure><img src="image_32.png" /><figcaption>Figure 3.14: Données acquises de juillet 2022 à octobre 2024 par la station météorologique installée sur le domaine Saint Jean.</figcaption></figure>

<figure><img src="image_33.png" /><figcaption>Figure 3.15: Précipitations et évapotranspiration potentielle de référence (Station Mérignac, Météo-France), niveau des drains (FS1, FS2, FS3), du cours d'eau (FS4) et des piézomètres (PS1, PS2, PS3).</figcaption></figure>
# 4 Développement du modèle hydrogéologique

## 4.1 Résolution de l'équation d'écoulement

L'hydrosystème étudié est l'aquifère du Plio-Quaternaire soumis à des interactions avec les rivières et les drains. Seuls les processus de recharge et l'écoulement souterrain dans l'aquifère ont été simulés de manière explicite. Les unités hydrologiques (drains et cours d'eau) n'ont pas été simulés explicitement, mais elles constituent des conditions limites au système hydrogéologique. Cette approche permet de simuler le niveau en aquifère sur le domaine d'intérêt, mais elle considère les niveaux en rivière et dans les drains comme des variables de « forçage », qui doivent être mesurées ou calculées indépendamment.

Le domaine modélisé est un rectangle de 3,7 x 1,3 km (contour blanc, Figure 4.1) orienté nord-ouest/sud-est, dans la direction d'écoulement identifiée sur la carte piézométrique régionale de l'aquifère du Plio-Quaternaire (Figure 2.3). Ce domaine a été étendu par rapport à la zone d'intérêt (contour rouge, Figure 4.1) afin de limiter les impacts des hypothèses associées aux conditions limites. Ce domaine a été discrétisé avec un maillage régulier de 10 x 10 m. La discrétisation temporelle a été réalisée au pas de temps journalier pour les modèles de recharge et d'écoulement.

<figure><img src="image_34.png" /><figcaption>Figure 4.1: Emprise du modèle numérique (rectangle blanc) et zone d'intérêt au lieu-dit « Sescousse » (zonage rouge).</figcaption></figure>

L'équation de la diffusivité combine le principe de la conservation de la masse et la loi de Darcy pour décrire l'écoulement de l'eau en milieu poreux. Sur le plan horizontal, pour une nappe libre avec l'hypothèse d'une transmissivité homogène et indépendante de la charge, elle peut s'écrire de la manière suivante (de Marsily, 2004) :

$$T \left( \frac{\partial^2 h}{\partial x^2} + \frac{\partial^2 h}{\partial y^2} \right) = \omega \frac{\partial h}{\partial t} + q$$
où h est la charge hydraulique, T est la transmissivité, ω est la porosité de drainage, et q est le terme source par unité de surface. Cette équation différentielle peut être résolue de manière numérique par différence finies (Anderson et al., 2015). Le code de calcul MODFLOW 6 (Langevin et al., 2017) a été retenu pour cette opération. Les opérations de pré-traitement des données spatio-temporelles ont été réalisées avec les modules Python Modflow-Setup (Leaf & Fienen, 2022) et FloPy (Bakker et al., 2016).

Le modèle a été construit à l'aide de script Python, que l'on pourra retrouver avec l'ensemble des données utilisées sur un dépôt GitHub<fnref n="4" />. Cela permet d'assurer la transparence et reproductibilité de la démarche.

## 4.2 Conditions aux limites

Le modèle a été orienté dans le sens de l'écoulement régional (SE-NO). Des conditions aux limites de type « General Head Boundary » (GHB) ont été utilisées aux bordures nord-ouest et sud-est. Ce type de condition limite, aussi dite « de Cauchy », permet d'assurer une entrée, ou une sortie d'eau en fonction d'une charge prescrite et d'une conductance. Les bordures sud-ouest et nord-est, supposées perpendiculaires aux isopièzes régionales, ont été considérées comme à flux nul (Figure 4.2).

<figure><img src="image_35.png" /><figcaption>Figure 4.2: Conditions limites GHB (ouest et est), rivières et drains</figcaption></figure>

Le flux apporté à la cellule n où s'applique une condition GHB s'exprime de la manière suivante (Anderson et al., 2015) :

$$Q_{ghb,n} = c_{ghb}(h_{ghb} - h_n)$$

avec $c_{ghb}$, la conductance, $h_{ghb}$, la charge de référence et $h_n$, la charge calculée dans la cellule n. Tandis que $h_n$ sera calculée par le modèle, la condition limite GHB nécessite la prescription d'une conductance, $c_{ghb}$, et d'une charge hydraulique, $h_{ghb}$.

<footnote n="4">⁴ https://github.com/apryet/sescousse</footnote>
La conductance doit être déterminée pour rendre compte du gradient hydraulique régional, noté *i*. Dans ces conditions, le flux par cellule de largeur $\Delta y$ dans la direction transversale à l'écoulement s'écrit :

$$Q_{ghb,n} = (\Delta y \times e) \cdot k \times i$$

où *e* est l'épaisseur mouillée de l'aquifère et *k* la conductivité hydraulique. Par identification des deux dernières expressions, on obtient :

$$c_{ghb}(h_{ghb} - h_n) = (\Delta x \times e) \times k \times i$$

Ce qui peut se reformuler de la manière suivante :

$$c_{ghb} = \frac{(\Delta x \times e) \times k \times i}{(h_{ghb} - h_n)}$$

Si l'on convient que $(h_{ghb} - h_n) = i \times \Delta x$, cette expression devient :

$$c_{ghb} = e \times k = T$$

Avec des hypothèses, la conductance de la condition limite GHB en bordure du modèle n'est donc autre que la transmissivité.

Avec $k = 10^{-3}$ m/s et $e = 40$ m, on obtient $T = 4 \times 10^{-2}$ m²/s.

<figure><img src="image_36.png" /><figcaption>Figure 4.3 : Chroniques piézométriques (PS1, PS2, F), fluctuations par rapport à la moyenne (PS1m, PS2m, Fm), et gradient hydraulique entre F (forage ADES de référence à l'ouest) et PS2 (centre du modèle). Les lacunes correspondent à des dysfonctionnement des sondes. On en retient que le gradient hydraulique moyen est de l'ordre de 0,6‰ et présente des fluctuations de faible amplitude.</figcaption></figure>
Les charges prescrites doivent elles aussi être déterminées en fonction du niveau et du gradient hydraulique régional. Selon la carte piézométrique de référence (Figure 2.3), il est de 0,125 % ($\Delta h$ = 55 m sur une distance de 4 km). Mais en prenant en compte les données actualisées à proximité du site d'étude (point ADES BSS0001VYWT et piézomètre PS2), que l'on suppose situés dans l'axe de l'écoulement, le gradient hydraulique est plutôt estimé à 0,06 % vers l'ouest, ($\Delta h$ = 3,25 m sur une distance de 5,3 km) (Figure 4.3).

Pour le régime permanent initial, les charges prescrites aux conditions limites $h_{ref,W}$ et $h_{ref,E}$ seront déduites du gradient hydraulique moyen et du niveau à l'étiage au centre du modèle :

$$h_{ref,W} = h_{PS2}(t_{ref}) - i \times d_{W}$$

$$h_{ref,E} = h_{PS2}(t_{ref}) + i \times d_{E}$$

où $h_{PS2}(t_{ref})$ est la charge à l'étiage au centre du domaine, $i$ est le gradient hydraulique régional (0.06% vers l'ouest) et $d$ est la distance entre PS2 et la condition limite GHB. Au 15 octobre 2023, considéré comme l'étiage pour l'année hydrologique 2023-2024, la charge hydraulique au piézomètre PS2 était de 19,77 m NGF. Avec $d_{W}$ = 1790 et $d_{E}$ = 1900 m, on obtient :

$$h_{ref,W} = 19.77 - \left(1790 \times \frac{0.06}{100}\right) = 18.70 \text{ m NGF}$$

$$h_{ref,E} = 19.77 + \left(1900 \times \frac{0.06}{100}\right) = 20.91 \text{ m NGF}$$

Le niveau associé aux conditions limites des bordures est donc transitoire, et calculés à partir du niveau à l'étiage de la manière suivante :

$$h_{W}(t) = h_{ref,W} + \Delta h(t)$$

$$h_{E}(t) = h_{ref,E} + \Delta h(t)$$

où les fluctuations à la moyenne $\Delta h(t)$ sont déduites du forage ADES 07545X0029/F (BSS001VYWT) :

$$\Delta h(t) = h_{F}(t) - h_{F}(t_{ref})$$

Le niveau au forage ADES pour le temps de référence, $h_{F}(t_{ref})$ = 16.69 m NGF. Les lacunes dans les chroniques observée de ce forage sont comblées par interpolation linéaire.
## 4.3 Réseau hydrographique

La condition limite de type rivière (RIV) disponible dans MODFLOW 6 suit le même principe du « flux dépendant de la charge », présenté dans la section précédente. Mais pour la condition limite rivière, le débit échangé entre la rivière la cellule n où s'applique la condition limite, $Q_{riv,n}$ est limité lorsque le niveau de l'aquifère, $h_n$, passe en deçà de la cote de fond de rivière, $z_{bot}$ :

$$Q_{riv,n} = \begin{cases} c_{riv}(h_{riv} - h_n) & \text{si } h_n \ge z_{bot} \\ c_{riv}(h_{riv} - z_{bot}) & \text{si } h_n < z_{bot} \end{cases}$$

Lorsque la rivière est en perte ($h_n < h_{riv}$), cette condition sur la cote de fond de rivière permet de fixer une valeur maximale au débit d'alimentation de la nappe par la rivière.

Le niveau rivière $h_{riv}$ doit être définit en chaque cellule n où s'applique la condition limite. Il est calculé de la manière suivante :

$$h_{riv}(n,t) = h_{ref} + \Delta h_{ref}(n) + \Delta h(t)$$

où $h_{ref}$ est le niveau de référence du niveau du bief de rivière en lieu et date. $\Delta h_{ref}(n)$ est la différence de charge pour la cellule n compte tenu du gradient de la rivière (supposé constant) et de la distance entre la cellule n et le point de référence en abscisse curviligne (le long du cours d'eau). $\Delta h(t)$ est la différence de niveau au point de référence entre le temps t et le temps de référence, $t_{ref}$. Avec l'hypothèse d'une pente de rivière constante, les profils rivières subissent une simple translation verticale au cours du temps.

Le point de référence correspond à la position de la sonde FS4. Donc $h_{ref} = h_{FS4}(t = t_{ref}) = 20.66$ m NGF, est le niveau rivière au point FS4, avec $t_{ref}$, la date de référence (étiage du 15 octobre 2023).
## 4.4 Drains

La condition limite de type drain (DRN) reprend les principes des conditions limites GHB et RIV, mais il ne peut constituer qu'un flux de perte pour l'aquifère :

$$Q_{\text{drn},n} = \begin{cases} c_{\text{drn}}(h_{\text{drn}} - h_n) & \text{si } h_n > h_{\text{drn}} \\ 0 & \text{si } h_n \le h_{\text{drn}} \end{cases}$$

On prescrit un « niveau de drainage », $h_{\text{drn}}$ qui doit correspondre au niveau de l'eau dans le drain (et non au niveau du fond du drain, voir encart ci-dessous). La simulation du niveau de l'eau dans les drains nécessiterait un modèle hydraulique détaillé et des connaissances fines sur la présence d'obstacles dans les drains et les passages busés. Dans ce projet, l'écoulement à surface libre dans le réseau de drainage n'a pas été modélisé. Les niveaux de drainage ont donc été obtenus avec les approches suivantes :

- Pour la période de calage d'historique, les chroniques enregistrées aux points FS1, FS2, et FS3 ont été utilisées et distribuées avec l'hypothèse de niveaux homogènes (gradient hydraulique nul) au sein de chaque « unité de drainage » (ensemble de drains supposés sans discontinuités).

- Pour toutes les autres simulations, les niveaux de drainage prescrits correspondent aux niveaux du fond des drains. Cela revient à faire l'hypothèse d'un drainage « libre », c'est-à-dire d'une évacuation efficace des eaux de drainage vers l'exutoire et une lame d'eau d'épaisseur négligeable dans les drains.

**Profondeur de drainage** : Elle correspond à la profondeur de l'eau dans le drain, et détermine le sens et l'intensité de l'écoulement nappedrain. Le niveau de l'eau dans le drain varie en fonction des flux entrants et sortants dans le réseau de drainage. Il dépend notamment des paramètres hydrauliques du réseau de drainage et de la cote de l'exutoire. La présence d'embâcles dans le réseau de drainage réhausse le niveau et réduit l'intensité de drainage.

<figure><img src="image_37.png" /></figure>

La profondeur du drain est une caractéristique géométrique. Elle correspond à la valeur minimale du niveau de drainage. Lorsque le niveau piézométrique est en deçà, le drain est inactif.
## 4.5 Recharge et prélèvement racinaire

Un modèle à réservoir, basé sur le bilan hydrique du sol au pas de temps journalier, a été développé pour les besoins de ce projet à partir du code du code fourni par Andres Patrigna <fnref n="5" />. Les modifications réalisées concernent la suppression du terme ruissellement, non pertinent pour cette étude, et l'ajout d'un terme de prélèvement racinaire profond depuis l'aquifère, essentiel à la problématique. Les variables de forçage de ce modèle de surface sont les précipitations (P) et l'évapotranspiration potentielle de référence selon Penman-Monteith (ET0) calculée selon Allen et al. (1998). En raison de la présence de lacunes sur les données mesurées à la station mise en place à Hourtin, et à l'indisponibilité des données SAFRAN sur le portail DRIAS, ce sont les variables atmosphériques mesurées à la station de Mérignac qui ont dû être utilisées.

Ce modèle de surface calcule la réserve d'eau du sol et de la végétation (S) et simule la partition des précipitations incidentes (P) selon l'évapotranspiration réelle (ET), et la recharge de l'aquifère (R) (Figure 4.4). Le modèle ne permet donc pas de distinguer l'évaporation depuis le couvert végétal, de la transpiration par prélèvement racinaire depuis le sol. Le terme ET correspond donc à l'évapotranspiration depuis l'eau du sol et sur le couvert végétal.

Selon ce modèle, la priorité est donnée aux prélèvements racinaires à la surface. Mais lorsque l'eau du sol et du couvert végétal vient à manquer, l'aquifère est sollicité par prélèvement racinaire profond. Cela permet de combler le déficit hydrique sans stress pour le couvert végétal, tant que le niveau piézométrique est élevé. Mais si l'aquifère est trop profond, un stress hydrique apparaît.

<figure><img src="image_38.png" /></figure>

Figure 4.4: Modèle de surface à réservoir basé sur le bilan hydrique journalier. Le réservoir « sol + végétation » reçoit les précipitations (P) qui sont réparties en évapotranspiration réelle (ET) et recharge vers l'aquifère (D). En cas de déficit dans le réservoir, l'aquifère peut être sollicité par prélèvement racinaire profond ($T_{RU}$) qui est fonction du niveau piézométrique (h).

<footnote n="5">⁵ https://github.com/soilwater/pynotes-agriscience/blob/gh-pages/exercises/soil_water_balance.ipynb
Consultée le 12/08/2025.</footnote>
Le bilan hydrique journalier du réservoir du surface s'écrit :

$$S_{j+1} - S_j = P_j - ET_j - D_j$$

Le drainage du réservoir de surface $D_j$, qui correspond à la recharge de l'aquifère, est estimé avec une fonction puissance :

$$D_j = D_{\max} \times \left( \frac{S_j}{S_{\max}} \right)^{\left( \frac{S_{\max}}{D_{\max}} - 1 \right)}$$

Il dépend de $S_j$, le stock d'eau dans le réservoir de surface et de $D_{\max}$, l'intensité de drainage à saturation. Le stock d'eau à saturation, $S_{\max}$ est estimé à partir de la teneur en eau à saturation, $\theta_{sat}$ et de la profondeur racinaire effective dans le sol, $z_r$ :

$$S_{\max} = z_r \times \theta_{sat}$$

On fixera $z_r = 40$ cm et $\theta_{sat}$ sera ajustable (voir Section 4.6).

L'évapotranspiration réelle depuis le réservoir de surface, $ET_j$, est modulée par le coefficient de stress hydrique, $K_{s,j} : ET_j = K_{s,j} \times PET_j$

où apparaît l'évapotranspiration potentielle $PET_j$, calculée à partir du coefficient cultural, $K_c$, et de l'évapotranspiration potentielle de référence, $ET_{0j} : PET_j = K_c \times ET_{0j}$

Le coefficient de stress, $K_{s,j}$ est quant à lui obtenu de la manière suivante :

$$K_s = 1 - \exp \left( -10 \times \frac{(S_j - S_r)}{(S_{fc} - S_r)} \right)$$

Avec $S_{fc}$, le stock d'eau du sol à la capacité « au champ », et $S_r$ le stock d'eau du sol résiduel, ou point de « flétrissement permanent ». De la même manière que $S_{\max}$, ces paramètres sont déduits de la profondeur racinaire et des teneurs en eau de référence : $S_{fc} = z_r \times \theta_{fc}$, et $S_r = z_r \times \theta_r$, avec $\theta_{fc} = 0,5 \times \theta_{sat}$ et $\theta_r = 0,2 \times \theta_{sat}$.

En cas de stress hydrique du sol ($S < S_{fc}$), le modèle prévoit une sollicitation de l'aquifère par prélèvement racinaire profond. Le déficit calculé par le module de surface permet de calculer la transpiration *potentielle* par prélèvement racinaire profond depuis l'aquifère, $PT_{aq,j}$ :

$$PT_{aq,j} = \begin{cases} PET_j - ET_j & \text{si } ET_j < PET_j \\ 0 & \text{si } ET_j = PET_j \end{cases}$$

La transpiration *réelle* par prélèvement racinaire depuis l'aquifère, $T_{aq}$, est calculée avec le module *EVT* de MODFLOW 6 (Langevin et al., 2017). Le prélèvement racinaire est réalisé sans contrainte lorsque le niveau piézométrique est au-dessus du seuil de référence, $h > z_d$, mais il est réduit de manière linéaire et devient impossible en deçà du seuil d'extinction, $z_{ext}$ :

$$T_{aq} = \begin{cases} PT_{aq,j} & \text{si } h \geq z_d \\ PT_{aq,j} \times \frac{h - z_{ext}}{z_{\delta} - z_{ext}} & \text{si } z_{ext} < h < z_d \\ 0 & \text{si } h \leq z_{ext} \end{cases}$$

Pour ce projet, on retiendra $z_d = z_{dtm} - 1.20$ m, et $z_{ext} = z_{dtm} - 1.80$ m, où $z_{dtm}$ est la cote altimétrique du sol (voir la Section 5 à ce sujet).
4.6 Calage d'historique

Le calage d'historique consiste à ajuster les valeurs des paramètres de façon à reproduire aux mieux les observations disponibles. Cette opération a été réalisée avec une approche déterministe, l'algorithme Gauss-Levenberg-Marquardt régularisé (GLM). Elle permet d'obtenir les valeurs les plus probables des paramètres à partir des observations de terrain (chroniques piézométriques) et des connaissances « a priori ». L'implémentation de l'algorithme GLM de la suite PEST++ (PEST++ Development Team, 2023) a été utilisée avec le module de couplage PyEMU (White et al., 2016).

Les paramètres ajustables par l'algorithme de calage d'historique sont les propriétés
hydrauliques de l'aquifère (conductivité hydraulique et porosité de drainage), ainsi que
les conductances des conditions « GHB » et « rivière ». Certains paramètres du modèle
de surface ont été considérés comme ajustables : la teneur en eau à saturation du sol
($\theta_{sat}$), le vitesse de drainage maximal $D_{max}$, et le coefficient cultural ($K_c$). Les autres
paramètres du modèle de surface ($\theta_r$, $\theta_{fc}$, $z_r$) sont fortement corrélés avec $\theta_{sat}$ et ils ont
été fixés aux valeurs mentionnées en section 4.5.

Tous les paramètres ont été supposés homogènes sur le domaine, ce qui se justifie par
le contexte géologique et l'occupation du sol, a priori uniformes. Les valeurs initiales des
paramètres et leurs intervalles de confiance a priori ont été dérivés des connaissances
disponibles (Tableau 1).

Les chroniques observées correspondent à celles mesurées aux piézomètres PS1, PS2, et PS3 sur la période de calibration qui s'étend du 15 octobre 2023 au 1 octobre 2024. Cette période couvre une année hydrologique, pendant laquelle toutes les niveaux ont pu être suivis. Elle correspond à une année relativement humide, où le réseau de drainage a été actif. Les niveaux mesurés dans les drains ont été utilisés comme données de forçages, et ne peuvent donc pas être utilisés pour le calage d'historique.

L'algorithme PESTPP-GLM a permis de réduire la fonction objectif de 30% en 5 itérations (Figure 4.5). C'est une réduction relativement faible, qui s'explique par un ajustement avant calibration déjà assez correct. L'ajustement aux chroniques piézométriques après calage est satisfaisant (Figure 4.6). Les chroniques aux piézomètres PS1 et PS2 présentent néanmoins deux défauts d'ajustement. La remontée simulée est trop rapide en mars 2024, et l'étiage est trop intense (de 10 à 20 cm) en octobre 2024. Le premier peut être imputé aux limites du modèle de surface, et le second aux conditions limites de bordure. Les drains ne sont plus actifs à l'étiage et ne peuvent donc pas être à l'origine du défaut observé sur cette période. Ces défauts d'ajustement ne remettent pas en cause l'utilisation du modèle pour la simulation des niveaux piézométriques sur le domaine.
<table><caption>Tableau 1 : Valeurs initiales des paramètres avec leurs intervalles de confiance a priori et les valeur estimées par calage d'historique avec l'algorithme déterministe (GLM).</caption><thead><tr><th>Param.</th><th>Unité</th><th>Valeur init.</th><th>Conf. Min.</th><th>Conf. max</th><th>Valeur estimée</th></tr></thead><tbody><tr><td>k</td><td>m/s</td><td>10<sup>-3</sup></td><td>10<sup>-4</sup></td><td>10<sup>-2</sup></td><td>2,23×10<sup>-4</sup></td></tr><tr><td>w</td><td>-</td><td>0,1</td><td>0,05</td><td>0,5</td><td>0,17</td></tr><tr><td>C<sub>ghb,W</sub></td><td>m<sup>2</sup>/s</td><td>10<sup>-1</sup></td><td>10<sup>-3</sup></td><td>1</td><td>2,68×10<sup>-2</sup></td></tr><tr><td>C<sub>ghb,E</sub></td><td>m<sup>2</sup>/s</td><td>10<sup>-1</sup></td><td>10<sup>-3</sup></td><td>1</td><td>4,78×10<sup>-2</sup></td></tr><tr><td>C<sub>riv</sub></td><td>m<sup>2</sup>/s</td><td>10<sup>-4</sup></td><td>10<sup>-6</sup></td><td>10<sup>-2</sup></td><td>1,34×10<sup>-4</sup></td></tr><tr><td>C<sub>drn</sub></td><td>m<sup>2</sup>/s</td><td>10<sup>-3</sup></td><td>10<sup>-4</sup></td><td>10<sup>-2</sup></td><td>2,53×10<sup>-4</sup></td></tr><tr><td>θ<sub>sat</sub></td><td>-</td><td>0,07</td><td>10<sup>-2</sup></td><td>0,5</td><td>0,16</td></tr><tr><td>D<sub>max</sub></td><td>mm/j</td><td>5</td><td>0,5</td><td>50</td><td>1,0</td></tr><tr><td>K<sub>c</sub></td><td>-</td><td>1</td><td>0,5</td><td>2</td><td>0,98</td></tr></tbody></table>

<figure><img src="image_39.png" /><figcaption>Figure 4.5 : Évolution des fonctions objectifs de mesure et de régularisation pendant les itérations de l'algorithme d'estimation des paramètres (GLM).</figcaption></figure>

<figure><img src="image_40.png" /><figcaption>Figure 4.6 : Comparaison des chroniques piézométriques observées (croix bleues) et simulées (ligne rouge) aux piézomètres PS1, PS2, et PS3 avec les paramètres identifiées par calage d'historique avec l'algorithme déterministe GLM.</figcaption></figure>
Les valeurs des paramètres restent globalement en accord avec les connaissances a priori (Figure 4.7). L'approche First Order Second Moment (FOSM) permet de quantifier les incertitudes a posteriori à partir de la version linéarisée du modèle (Fienen et al., 2010). C'est un outil de diagnostic qui permet de qualifier la capacité des observations à contraindre les paramètres. Cette analyse met en évidence une bonne contrainte sur la conductivité hydraulique (k), le coefficient de stock ($s_y$)<fnref n="6" />, et les conductances rivière ($C_{drn}$) et drain ($C_{drn}$), ainsi que les paramètres du modèle de surface : coefficient cultural ($K_c$) et de teneur en eau à saturation ($\theta_{sat}$). En revanche, les contraintes sont plus lâches sur les conductances des conditions limites GHB ($C_{GHG,W}$ et $C_{GHB,E}$) et le paramètre qui gère la dynamique de drainage du réservoir dans le modèle de surface ($D_{max}$). Avec la valeur estimée de $\theta_{sat} = 0,16$, et les hypothèses de la Section 4.5, on obtient une réserve utile d'environ 20 mm pour ce sol sableux.

De façon à compléter cette analyse de premier ordre, une quantification des incertitudes sur les variables d'intérêt a été réalisée avec l'algorithme *Iterative Ensemble Smoother* (IES) (White, 2018), disponible dans la suite PEST++. Cet algorithme met en œuvre une approche d'ensemble, réputée plus fiable que l'approche linéaire pour la quantification des incertitudes. Les résultats mettent en évidence un ajustement avec les chroniques observées un peu moins performant que l'approche déterministe (Figure 4.8). Comme c'est souvent le cas, les incertitudes quantifiées avec cette méthode d'ensemble sont plus importantes qu'avec la méthode linéaire. Mais les valeurs des paramètres restent assez bien contraintes par les observations (Figure 4.9).

<figure><img src="image_41.png" /><figcaption>Figure 4.7 : Valeurs initiales (pr) et après calage (pt) des paramètres avec leurs intervalles de confiance. L'intervalle de confiance a posteriori a été dérivé avec une approche linéaire (FOSM). Toutes les valeurs ont subi une transformation logarithmique base 10.</figcaption></figure>

<footnote n="6">⁶ Qui peut être assimilé à la porosité de drainage $\omega$ pour la nappe libre</footnote>
Les flux de recharge (D), d'évapotranspiration (ET), et transpiration potentielle par prélèvement racinaire depuis l'aquifère (PTaq) calculés par le modèle sur toute la période de calibration sont aussi relativement bien contraints et conformes aux valeurs attendues (Figure 4.10). En revanche, l'incertitude sur la lame d'eau drainée sur l'emprise du domaine est assez mal contrainte et la valeur est plus élevée qu'attendue. Le niveau d'incertitude s'explique par un manque de contraintes exercées par les seules observations disponibles (chroniques de niveau aux 3 piézomètres). Quant à la valeur forte, elle peut s'expliquer par la non-considération du réseau de drainage autour de la zone d'intérêt. Bien qu'il n'ait pas été caractérisé et suivi, un réseau de drainage est bien présent sur les parcelles aux abords de la parcelles expérimentale. Une autre explication vraisemblable est l'évacuation d'un surplus d'eau apporté par le réseau hydrographique (crastre de la Brède amont), dont la cote a pu être surévaluée.

<figure><img src="image_42.png" /><figcaption>Figure 4.8 : Chroniques observées bruitées (en bleu) avec chroniques simulées a priori (en gris) et simulés à posteriori obtenues avec l'algorithme d'ensemble IES (en rouge ?).</figcaption></figure>
<figure><img src="image_43.png" /></figure>

Figure 4.9 : Histogrammes des paramètres a priori et a posteriori avec l'approche d'ensemble IES. Toutes les valeurs sont transformées avec un logarithme base 10 avec les unités mentionnées dans le Tableau 1.

<figure><img src="image_44.png" /></figure>

Figure 4.10 : Histogrammes des variables calculées a priori (en gris) et a posteriori (en bleu) : recharge de l'aquifère (D), prélèvement racinaire potentiel depuis aquifère (PTaq), évapotranspiration depuis l'ensemble « sol+végétation » (ET), et flux de drainage. Valeurs cumulées sur la période du 10 octobre 2023 au 1er octobre 2024, exprimées en lame d'eau (mm) sur le domaine d'intérêt.
Les chroniques simulées au pas de temps journalier sur la période de calibration du modèle hydrogéologique sont représentées dans la Figure 4.11. Pour faciliter l'analyse, les flux du bilan de surface ont été agrégées au pas de temps hebdomadaire dans la Figure 4.12.

L'année hydrologique 2023-2024 a été marquée par des précipitations très abondantes : 1370 mm à la station Mérignac, dont 912 mm d'octobre à mars. Après l'étiage d'octobre 2023, les précipitations abondantes de l'automne ont permis un remplissage rapide du réservoir du modèle de surface, qui reste proche de la saturation jusqu'à début mars 2024. Le cumul de recharge sur la zone expérimentale de Sescousse a été estimé à 720 mm. Après cette période humide, l'assèchement du sol débute en avril, et il reste à sec pendant les mois de juillet-août. L'évapotranspiration depuis ce compartiment de surface (ET) atteint un cumul 625 mm et la demande de prélèvement racinaire (PTaq) est de 320 mm, ce qui témoigne d'un déficit dans le sol. L'évapotranspiration potentielle est globalement satisfaite grâce aux prélèvements racinaires depuis l'aquifère, mais un écart est observé entre l'évapotranspiration potentielle et sa valeur réelle, ce qui exprime un stress hydrique sur la période estivale (Figure 4.12). Ces valeurs sont néanmoins à considérer avec précautions, puisqu'elles sont directement dépendantes des choix fait sur la fonction de prélèvement racinaire (Section 4.5).

<figure><img src="image_45.png" /><figcaption>Figure 4.11 : Chroniques de précipitations, évapotranspiration potentielle (PET), évapotranspiration depuis le sol et la canopée (CSET), prélèvement racinaire depuis l'aquifère (RU) sur la période de calage d'historique après calibration des paramètres.</figcaption></figure>
<figure><img src="image_46.png" /></figure>

Figure 4.12 : Chroniques des variables du modèle de surface agrégées au pas de temps hebdomadaire. La recharge a lieu pendant la période hivernale et le stress hydrique, mis en évidence par l'écart entre évapotranspiration réelle (ET) et potentielle (PET) pendant la période estivale. Les prélèvements racinaires profond depuis l'aquifère ($T_{aq}$) permettent de pallier le déficit en eau dans le sol, mais on constate néanmoins un stress hydrique pendant la période estivale.
## 4.7 Simulation des forçages

Les niveaux de forçage nécessaires à la simulation du modèle hydrogéologique sont le niveau rivière en FS4 et le niveau piézométrique au points ADES/F, qui contrôle la fluctuation des conditions limites GHB aux bordures ouest et est du modèle.

Sur les périodes d'indisponibilité (historique ou prospectives), ces chroniques peuvent être simulés par fonction de transfert (TFN). L'approche consiste à transformer une (ou plusieurs) chroniques de forçages en une chronique simulée. Cette opération a été réalisée avec le module Python PASTAS (Collenteur et al., 2019). Les chroniques de forçage considérés sont les précipitations (P) et l'évapotranspiration potentielle de référence (ET0) à la station Météo-France de Mérignac.

La chronique en FS4 est obtenue avec le modèle de recharge de Peterson et une fonction de convolution à 4 paramètres (FourParam) (Figure 4.13). Le coefficient de corrélation est de 88% avec une erreur moyenne quadratique (RMSE) de 10 cm pour un biais inférieur au centimètre.

La chronique au forage ADES F est obtenue avec le modèle de recharge linéaire et la fonction de convolution exponentielle. Le coefficient de corrélation est de 91% pour une erreur moyenne quadratique (RMSE) de 9 cm et un biais inférieur au centimètre (Figure 4.14).

<figure><img src="image_47.png" /><figcaption>Figure 4.13 : Simulation du niveau de la craste de Loupdat au site de mesure FS4</figcaption></figure>
<figure><img src="image_48.png" /><figcaption>Figure 4.14 : Simulation du niveau piézométrique au forage ADES BSS001VYWT.</figcaption></figure>
# 5 Indicateurs de performance du réseau de drainage

Les indicateurs de performance doivent permettre l'évaluation de différentes stratégies de drainage par comparaison de critères quantitatifs. Les indicateurs doivent intégrer de manière homogène les bénéfices et préjudices associés à une excès ou à un déficit de hauteur d'eau pour une configuration du réseau de drainage sur une période d'analyse.

Pour que les pins croissent de manière optimale, le niveau piézométrique *h* doit se situer dans un intervalle favorable définis entre deux niveaux critiques : *z*<sub>w</sub> (seuil haut, « *wet* ») et *z*<sub>d</sub> (seuil bas, « *dry* »). On peut distinguer les configurations suivantes :

* *h > z*<sub>w</sub>: Le niveau de la nappe est trop haut, les pins souffrent d'un défaut d'oxygénation, ils sont vulnérables à l'arrachage pendant les tempêtes, et l'accessibilité est réduite pour les véhicules de lutte contre l'incendie.

* *z*<sub>w</sub> < *h* < *z*<sub>d</sub>: Le niveau de la nappe est compris entre les deux niveaux critiques, les pins sont dans des conditions optimales de croissance.

* *h* < *z*<sub>d</sub>: Le niveau de la nappe est trop bas, les pins souffrent d'un stress hydrique, ce qui conduit généralement à une croissance ralentie, voire à la mortalité dans les cas extrêmes et brutaux.

A partir des éléments tirés des connaissances actuelles (Section 2.3), on considèrera $z_{\omega} = z_{dtm} - 0.4$ et $z_{\delta} = z_{dtm} - 1.20$, où $z_{dtm}$ est la cote altimétrique du sol.

<figure><img src="image_49.png" /><figcaption>Figure 5.1 : Définition des cotes d'excès ($z_w$) et de déficit ($z_d$) de hauteur d'eau sur la chronique piézométrique du piézomètre PS1.</figcaption></figure>
De façon à quantifier l'excès, ou le déficit de hauteur piézométrique à un instant *t* sur l'ensemble d'une zone d'intérêt, on définit les indicateurs *w(t)* et *d(t)* intégrés sur le plan horizontal :

$$w(t) = \frac{1}{S} \iint (h(t) - z_w) \times 1(h - z_w) dxdy$$

$$d(t) = \frac{1}{S} \iint (h(t) - z_d) \times 1(z_d - h) dxdy$$

où *S* est la surface du domaine d'intérêt (parcelle forestière) et 1(*x*) est la fonction de Heaviside (ou échelon unité) qui prend la valeur 1 pour *x* > 0 et 0 sinon. La dimension de *d(t)* et *w(t)* est une hauteur (voir encart page suivante). Les indicateurs *w(t)* et *d(t)* correspondent aux chroniques d'excès, et de déficit moyen de hauteur d'eau sur la parcelle de surface *S* (Figure 5.2). L'indicateur d'excès de hauteur d'eau, *w* est systématiquement positif, tandis que l'indicateur de déficit de hauteur d'eau, *d(t)*, est systématiquement négatif.

<figure><img src="image_50.png" /><figcaption>Figure 5.2 : Chronique des indicateurs intégrés sur la surface du domaine simulé. La valeur de l'indicateur correspond à une hauteur moyenne d'excès ou de déficit de hauteur d'eau sur la parcelle.</figcaption></figure>

Pour obtenir un indicateur sur toute une période, les indicateurs *w(t)* et *d(t)* peuvent être intégrés dans le temps :

$$W = \int w(t) dt$$

$$D = \int d(t) dt$$
Les indicateurs W et D ont ainsi pour dimension une hauteur par une durée [LT], et pourront s'exprimer en mm·j ou m·j. Dans ce dernier cas, la valeur obtenue peut être considérée comme le nombre de jour pendant lesquels la hauteur d'eau dépasse un mètre. Par exemple, si la parcelle fait 1 ha (10 000 m²) et que le niveau piézométrique (supposé uniforme et constant) demeure pendant 30 jours à 1 m au-dessus du niveau critique, l'indicateur ω prendra pour valeur :

$$ \omega = \frac{1}{10^4} (1 \times 10^4 \times 30) = 30 \text{ mj} $$

**Distinction hauteur et lame d'eau** : les indicateurs sont dérivés des hauteurs piézométriques et sont donc exprimés en hauteur d'eau, et non de quantité d'eau. Pour obtenir la lame d'eau correspondante, e, il faut multiplier par la porosité de drainage : e = ω × Δh, où le terme Δh correspond à l'indicateur d'excès ou de hauteur d'eau (w ou d). L'avantage de travailler en hauteur d'eau est d'utiliser une variable directement observable et calculée par le modèle, indépendant de l'estimation de la porosité de drainage.

**Distinction niveau piézométrique et niveau de saturation** : le niveau considéré pour le calcul des indicateurs d'excès ou de déficit de hauteur d'eau correspond au niveau « piézométrique », qui correspond à celui que l'on retrouve dans un piézomètre, et qui est simulé par le modèle numérique d'écoulement (MODFLOW).

Sur le terrain, les forces de capillarité permettent à l'eau de remonter au-delà de ce niveau piézométrique, c'est la « frange capillaire ».

Pour les formations sableuses, cette frange a une épaisseur comprise entre 10 et 40 cm (Carsel & Parrish, 1988).

<figure><img src="image_51.png" /></figure>
# 6 Résultats

La parcelle expérimentale de Sescousse est actuellement pourvue d'un réseau de drainage avec un espacement inter-drain de 150 m (Section 2.1). D'après les relevés LiDAR, les drains ont une profondeur moyenne de 110 cm (Section 3.1.2). Du fait des difficultés d'évacuation, le niveau de drainage est nécessairement plus haut.

De façon à explorer l'impact de différentes stratégies de drainage sur cette parcelle, on considère dans cette section différentes configurations selon la profondeur du niveau de drainage (40, 110, 150, et 200 cm) et différentes densités de réseau, exprimées par l'espacement inter-drains (300, 150, et 50 m). La cote du fond des drains a été calculée par rapport au modèle numérique de terrain haute résolution extrait de la campagne LiDAR (Section 3.1.1). Sur ces périodes de simulation, le modèle dans sa version actuelle ne peut pas simuler le niveau de drainage (Section 4.4). Le niveau de drainage a été supposé constant et égal à la cote du fond des drains, ce qui correspond à un drainage libre avec une évacuation sans pertes de charge vers l'exutoire du réseau de drainage.

Les différentes configurations ont été évaluées selon 2 indicateurs : le déficit, ou l'excès de hauteur d'eau (Section 5). De façon à intégrer la variabilité climatique et les impacts du changement climatique, ces comparaisons ont été réalisées sur une période de reconstruction historique (2004-2024, Section 6.1) et une période prospective (2010-2100, Section 6.2).

## 6.1 Analyse historique

L'analyse comparative sur la période de reconstruction historique (2004-2024) a été réalisée avec différentes configurations de drainage : 4 profondeurs (40, 110, 150, et 200 cm / sol), et 3 densités (faible, actuelle, dense) qui correspondent respectivement à des espaces inter-drains de 300, 150, et 50 m.

### 6.1.1 Comparaison de différentes profondeurs de drainage

Sur la période de reconstruction historique (2004-2024), il apparaît que les excès de hauteurs d'eau (max. 0,4 m) sont assez brefs (quelques semaines) (Figure 6.1). A l'inverse, les déficits de hauteur d'eau peuvent être assez intense (max. 0.7 m) et prolongés (plusieurs mois). L'excès de hauteur d'eau devient négligeable pour les profondeurs de drainage au-delà de 110 cm. Le déficit de hauteur d'eau est constaté dans toutes les configurations, mais augmente sensiblement au-delà de 110 cm de profondeur de drainage (Figure 6.2). Le déficit est 2,5 fois plus élevé pour un niveau de drainage à 200 cm, par rapport au déficit observé à 40 cm.
<figure><img src="image_52.png" /></figure>

Figure 6.1 : Chroniques des indicateurs d'excès w(t), et de déficit d(t) pour le réseau actuel avec un espace ment inter-drain moyen de 150 m. La configuration « drn0 » correspond à l'absence de drains, les configurations « drn40 », « drn110 », « drn150 », et « drn200 » correspondent respectivement à des niveaux de drainage à 40, 110, 150, et 200 cm de profondeur par rapport au sol (MNT LiDAR). Les excès de hauteur d'eau sont relativement courts et deviennent négligeables au-delà de 110 cm de profondeur de drainage par rapport au sol. Les déficits sont prolongés et augmentent sensiblement au-delà de 110 cm de profondeur de drainage.

<figure><img src="image_53.png" /></figure>

Figure 6.2 : Comparaison des indicateurs d'excès (W, en bleu) et de déficit (D, en brun) cumulés sur l'année hydrologique. Les cumuls d'excès de hauteur d'eau restent faibles devant les déficits et deviennent négligeables à partir d'un niveau de drainage à 110 cm de profondeur par rapport au sol. Le déficit est présent dans toutes les configurations, même sans drainage (100 m·j/an) mais augmente sensiblement eu delà de 110 cm de profondeur de drainage, pour atteindre 250 m·j/an dans la configuration de drainage à 200 cm de profondeur.
6.1.2 Comparaison de différents réseaux de drainage

Différents réseaux de drainage ont été comparés afin d’évaluer l’impact de l’espacement inter-drain sur la dynamique de drainage et les indicateurs de performance. Les réseaux alternatifs ont été obtenus en ajoutant ou en supprimant des drains parallèles au réseau actuel (Figure 6.3). Cela conduit à un réseau « dense » avec un espacement inter-drain de 50 m, le réseau actuel avec un espacement inter-drain de 150 m, et un réseau de faible densité, avec un espacement inter-drain de 300 m. Deux niveaux de drainage ont été considérés pour chacun de ces réseaux : 40 cm et 110 cm de profondeur par rapport au sol.

<figure><img src="image_54.png" /><figcaption>Figure 6.3 : Différents réseaux de drainage considérés : faible, actuelle, dense, qui correspondent respectivement à des espaces inter-drains de 300, 150, et 50 m.</figcaption></figure>

L'examen des chroniques des indicateurs (Figure 6.4) met en évidence une augmentation de l'intensité des pics d'excès de hauteur d'eau avec l'augmentation de l'espacement inter-drains (réduction de la densité). Ces augmentations restent brèves, mais peuvent augmenter la vulnérabilité de la forêt à l'arrachement si des épisodes de pluie intense sont associées à des vents violents. En revanche, l'espacement inter-drain ne semble pas avoir d'impact sur le déficit de hauteur d'eau, qui reste équivalent dans l'ensemble des réseaux de drainage considérés dans cette étude comparative. L'espacement inter-drain a donc un impact sur la dynamique de drainage, mais pas sur son intensité. Un réseau de drainage plus dense permet donc un drainage plus rapide vers l'exutoire. Cela peut permettre de réduire la vulnérabilité de la forêt, mais peut contribuer à une augmentation de la problématique de gestion des eaux pendant les périodes de crue en aval des réseaux de drainage.
<figure><img src="image_55.png" /></figure>

Figure 6.4 : Indicateurs d'excès w(t) et de déficit d(t) de hauteur d'eau pour différentes densités et profondeurs de drainage. Les configurations « drn40 » et « drn110 » à l'espacement inter-drain actuel (150 m), avec des niveaux de drainage de 40, et 110 cm de profondeur par rapport au sol. Les configurations alternatives « altLD » (faible densité) et « altHD » (haute densité) correspondent à des espacements inter-drains de 300, et 50 m. Un réseau de drainage plus dense accélère la dynamique de drainage et réduit l'intensité des pics d'excès de hauteur d'eau. L'espacement inter-drain ne semble pas avoir d'impact sur l'intensité des déficits de hauteur d'eau, associés à la dynamique plus lente des étiages.

<figure><img src="image_56.png" /></figure>

Figure 6.5 : Comparaison des indicateurs d'excès (W, en bleu) et de déficit de hauteur d'eau (D, en brun) cumulés sur l'année hydrologique. On constate une faible réduction du cumul d'excès de hauteur d'eau pour les réseaux de drainage haute densité (« hd_40 ») par rapport à la faible densité (« ld_40 »), mais l'impact de l'espacement inter-drain est à peine perceptible pour les réseaux les plus profonds (« hd_110 » vs « ld_110 »).
## 6.2 Analyse prospective

### 6.2.1 Projections climatiques

Les scénarios climatiques retenus pour cette étude sont ceux disponibles sur le portail DRIAS<fnref n="7" /> (Soubeyroux et al., 2020). Afin d'intégrer la diversité des projections, 11 couples de modèles climatiques de circulation globale (GCM) et de circulation régionale ont été retenus (Tableau 2). Ces projections ont fait ont été débiaisées à partir des réanalyses historiques SAFRAN (Vidal et al., 2010) avec la méthode ADAMONT (Verfaillie et al., 2017).

<table><caption>Tableau 2 : Couples de modèles climatiques de circulation globale (GCM) et de circulation régionale (RCM) issus du portail DRIAS utilisés pour les scénarios prospectifs (2010-2100).</caption><thead><tr><td></td><td>GCM</td><td>RCM</td></tr></thead><tbody><tr><td>1</td><td>CNRM-CERFACSCNRM-CM5</td><td>CNRM-ALADIN63</td></tr><tr><td>2</td><td>ICHEC-EC-EARTH</td><td>KNMI-RACMO22E</td></tr><tr><td>3</td><td>ICHEC-EC-EARTH</td><td>SMHI-RCA4</td></tr><tr><td>4</td><td>IPSL-IPSL-CM5A-MR</td><td>IPSL-WRF381P</td></tr><tr><td>5</td><td>IPSL-IPSL-CM5A-MR</td><td>SMHI-RCA4</td></tr><tr><td>6</td><td>MOHC-HadGEM2-ES</td><td>CLMcom-CCLM4-8-17</td></tr><tr><td>7</td><td>MOHC-HadGEM2-ES</td><td>ICTP-RegCM4-6</td></tr><tr><td>8</td><td>MPI-M-MPI-ESM-LR</td><td>CLMcom-CCLM4-8-17</td></tr><tr><td>9</td><td>MPI-M-MPI-ESM-LR</td><td>MPI-CSC-REMO2009</td></tr><tr><td>10</td><td>NCC-NorESM1-M</td><td>DMI-HIRHAM5</td></tr><tr><td>11</td><td>NCC-NorESM1-M</td><td>GERICS-REMO2015</td></tr></tbody></table>

Les projections de précipitations totales et d'évapotranspiration potentielle ont été utilisées comme variables de forçage pour le modèle de surface (Section 4.5) et les simulations des chroniques en FS4 et ADES/F basées sur les fonctions de transfert (Section 4.7)

### 6.2.2 Résultats

Les chroniques de précipitation et d'évapotranspiration potentielle issue de la sélection disponible sur le portail DRIAS sont présentées en Figure 6.6. Le cumul des précipitations annuelles est en bon accord avec les données observées sur la période historique, mais un biais est constaté pour l'évapotranspiration potentielle. Cela est vraisemblablement associé à un écart sur la méthode de quantification de l'évaporation potentielle de Penman-Monteith à la station Météo-France de Mérignac, et à la méthode de Hargreaves<fnref n="8" /> pour le jeu de données DRIAS.

Considérant l'ensemble des modèles du Tableau 2, les projections font état d'une relative stabilité du cumul de précipitation annuel à l'horizon 2100 (Figure 6.6). En revanche, une augmentation de +20% est constaté à l'horizon 2100 pour l'évapotranspiration

<footnote n="7">⁷ https://www.drias-climat.fr/driasprod/</footnote>

<footnote n="8">⁸ https://www.drias-climat.fr/accompagnement/sections/310</footnote>
potentielle. Cela se traduit par une légère tendance à la baisse des niveaux simulés avec la méthode de fonction de transfert pour les niveaux en FS4 et au forage ADES/F.

<figure><img src="image_57.png" /></figure>

Figure 6.6 : Précipitations et évapotranspiration potentielle pour 11 modèles climatiques (croix noires) issus de la sélection DRIAS. Niveaux piézométriques au forage ADES/F et niveaux rivière à la craste de Loupdat (FS4) simulés à partir de ces forçages climatiques avec l'approche de fonction de transfert (PASTAS). La courbe rouge correspond à la moyenne glissante avec une fenêtre de 10 années. Les croix bleues sur les deux premiers graphiques correspondent aux données observées à la station Météo-France de Mérignac.

Les simulations réalisées sur la période prospective avec 11 simulations climatiques régionales issues du portail DRIAS mettent en évidence une relative stabilité de l'indicateur d'excès de hauteur d'eau (W), mais une augmentation régulière du déficit de hauteur d'eau (D, +20% à l'horizon 2100) (Figure 6.7). L'écart de déficit de niveau d'eau entre les configurations sans drains et drainage à 110 cm par rapport au sol semble stationnaire.
<figure><img src="image_58.png" /></figure>

Figure 6.7 : Les indicateurs annuels d'excès (W, en haut) et de déficit de hauteur d'eau (D, en bas) simulés sur la période prospective 2010-2100 pour deux configurations de drainage : « drn0 », sans drains et « drn110 », avec le réseau de drainage actuel et une profondeur de niveau de drainage à 110 cm par rapport au sol. Les résultats mettent en évidence une relative stabilité des excès de hauteur d'eau à l'horizon 2100, mais une tendance à l'augmentation de l'intensité des déficits de hauteur d'eau. L'écart de déficit de hauteur d'eau d'une dizaine de m·j/an entre la configuration « sans drains » et « drn110 » semble conservé à l'horizon 2100.
7 Limites et perspectives

Le modèle utilisé pour la comparaison des indicateurs de performance des différentes
stratégies de drainage a été développé et calibré grâce à des opérations de
caractérisation et de suivi hydrologique sur la parcelle expérimentale de Sescousse. Cela
permet d'atteindre un bon niveau de confiance sur les principaux résultats de cette
'étude, mais des investigations complémentaires pourront permettre de vérifier, et de
compléter ces résultats.

Sur la parcelle expérimentale de Sescousse, les gradients piézométriques et la pente du niveau des rivières sont faibles (1/1000). Comme les distances entre ouvrages sont relativement réduites (quelques centaines de mètre), une précision centimétrique sur les niveaux observés est nécessaire. Les opérations de nivellement au GPS différentiel peuvent en principe permettre d'atteindre ce niveau ce précision, mais les mesures ont été rendues compliquées par le couvert forestier. Les mesures réalisées au niveau optique ont permis d'obtenir des valeurs pour les cotes de haut de tubage des piézomètres PS1, PS2, et PS3 mais elles ont nécessité plusieurs relais qui peuvent être à l'origine d'erreurs.

La profondeur des drains a pu être estimée avec une erreur moyenne quadratique de 12 cm grâce à une nouvelle méthode basée sur une sélection des points LiDAR par fenêtre glissante. Mais c'est le niveau de drainage qui conditionne le flux nappe-drain. Le niveau de l'eau dans les drains a été suivi avec des sondes de pression en 3 points : FS1, FS2, et FS3. Du fait des discontinuités hydrauliques sur le réseau de drainage, notamment au niveau des passages busés, la cartographie dynamique du niveau des drains a été rendue compliquée. Elle pourrait être améliorée avec un nombre plus important de sondes de suivi, ou des opérations de curage pour assurer la continuité des écoulements dans les drains. Ces préconisations sont aussi valables pour les cours d'eau qui bordent le modèle (craste de la Brède, et craste de Loupdat).

Avec un maillage à 10 m, le modèle hydrogéologique est assez détaillé et le calage
d'historique fait état d'un assez bon accord entre les chroniques simulées et observées
aux piézomètres PS1, PS2, et PS3. Les incertitudes restent assez fortes sur le volume
d'eau drainé. La simulation explicite du réseau de drainage avec un modèle hydraulique
associé à des observations denses de niveaux et de débits des drains et des cours d'eau
en bordure impliquerait des moyens expérimentaux importants, mais il permettrait de
lever ces incertitudes.
Les données météorologiques et les projections climatiques pourraient aussi faire l'objet d'une mise à jour. Sur la période historique, les données météorologiques utilisées pour cette étude sont celles mesurées à la station Météo France de Mérignac. Cela s'explique par les problèmes d'instrumentation rencontrés avec la station météorologique installée à Hourtin (Section 3.3), et l'indisponibilité pour la période d'étude récente des données d'ETP selon Hargreaves sur le maillage SAFRAN. Lorsqu'elles seront disponibles sur le portail DRIAS, les données historiques de précipitation et d'évapotranspiration potentielle mériteraient d'être utilisées. L'incohérence sur l'ETP soulignée en Section 6.2.2, pourra être résolue avec l'utilisation de la formule de Hargreaves, aussi bien pour la période historique que pour la période prospective<fnref n="9" />. Les projections climatiques pourraient aussi faire l'objet d'une mise à jour. En effet, les données actuellement disponibles sur le portail DRIAS sont assez anciennes. De nouvelles projections régionalisées, basées sur le dernier rapport du GIEC (IPCC, 2021) doivent être mises à disposition pour la France courant 2026. Elles pourront être intégrées après recalibration du modèle hydrogéologique avec un forçage cohérent sur la période historique.

Consultée le 12/08/2025

<footnote n="9">⁹ https://www.drias-climat.fr/accompagnement/sections/310</footnote>
8 Conclusion

Depuis le XIX<sup>ème</sup> siècle, le drainage forestier s'est généralisé dans les Landes de Gascogne. Il a permis de réduire la hauteur d'eau dans l'aquifère du Plio-Quaternaire et de permettre la sylviculture dans cette région initialement peu propice à la croissance des pins maritimes. Avec les évolutions climatiques, les préoccupations sur le déficit de hauteur d'eau s'ajoutent aux préoccupations historiques liées aux hautes eaux.

Une réflexion sur la stratégie de drainage optimale a été menée dans le cadre du volet 2 du projet REZIN. Elle s'est basée sur un modèle hydrogéologique développé pour la parcelle expérimentale de Sescousse dans des Landes du Médoc. Le modèle numérique permet de simuler les écoulements dans l'aquifère du Plio-Quaternaire en interaction avec les drains et les cours d'eau. Il intègre un module de recharge basé sur un modèle à réservoir qui considère l'évapotranspiration depuis le sol et la végétation, ainsi que le prélèvement racinaire profond depuis l'aquifère. Le modèle hydrogéologique a été développé et calibré grâce à des observations de terrain comprenant un relevé LiDAR, des opérations de nivellement au GPS différentiel et un suivi des niveaux en cours d'eau, drains, et piézomètres pendant une année hydrologique particulièrement humide (2023-2024).

Des indicateurs d'excès et de déficit de hauteur d'eau ont été développés pour évaluer les préjudices du déficit ou de l'excès de drainage dans de multiples configurations de drainage, considérant différents espacements inter-drain (50, 150, et 300 m) et niveaux de drainage (40, 110, 150, et 200 cm). La profondeur optimale de hauteur d'eau pour la croissance des pins considérée dans cette étude s'étale entre 0,4 m et 1,20 m de profondeur par rapport au sol. Dans ces conditions, le niveau de drainage optimal sur la période historique semble être autour de 110 cm de profondeur par rapport au sol. En deçà, on constate une augmentation des excès de hauteur d'eau et au-delà, une augmentation sensible des déficits. L'augmentation de la densité du réseau de drainage par une réduction de l'espacement inter-drain permet d'accélérer la dynamique de drainage en période de hautes eaux. Un espacement inter-drain réduit à 50 m permet de réduire l'intensité et la durée des épisodes d'excès de hauteur d'eau. Mais il augmente les débits de drainage, ce qui peut induire des enjeux de gestion pendant les périodes de hautes eaux dans le réseau hydrographique en aval des parcelles drainées.

Les projections climatiques font état d'une relative stabilité des cumuls de précipitations annuelles dans la région, mais d'une augmentation de l'évapotranspiration potentielle. Cela conduit à une augmentation de la problématique de déficit de hauteur d'eau.

Le modèle développé dans cet étude reste perfectible. Il pourrait notamment être associé à un modèle hydraulique pour une simulation explicite des écoulement dans les drains. Cela impliquerait d'augmenter le nombre d'observations de niveaux en drains et en aquifères, et de les accompagner par des mesures de débit dans les drains. Ces améliorations permettraient de vérifier et d'affiner les estimations fournies dans ce rapport. Mais il est improbable que des investigations complémentaires remettent en question les principaux résultats de l'étude.
9 Références

Allen, R. G., Pereira, L. S., Raes, D., Smith, M., & others. (1998). Crop evapotranspiration-Guidelines for computing crop water requirements-FAO Irrigation and drainage paper 56. *FAO, Rome, 300*(9), D05109.

Anderson, M. P., Woessner, W. W., & Hunt, R. J. (2015). *Applied groundwater modeling: Simulation of flow and advective transport*. Academic press.
https://www.sciencedirect.com/book/9780120581030/applied-groundwater-modeling

APEI. (2021). *LiDAR Médoc. Rapport de contrôle LiDAR des 7 et 8 octobre 2021*.

Bakker, M., Post, V., Langevin, C. D., Hughes, J. D., White, J. T., Starn, J. J., & Fienen, M. N. (2016). Scripting MODFLOW model development using Python and FloPy. *Groundwater*, 54(5), 733-739.

Carsel, R. F., & Parrish, R. S. (1988). Developing joint probability distributions of soil water retention characteristics. *Water Resources Research*, 24(5), 755-769.
https://doi.org/10.1029/WR024i005p00755

Collenteur, R. A., Bakker, M., Caljé, R., Klop, S. A., & Schaars, F. (2019). Pastas : Open source software for the analysis of groundwater time series. *Groundwater*, 57(6), 877-885.

Corbier, P., Karnay, G., Bourgine, B., & Saltel, M. (2010). *Gestion des eaux souterraines en région Aquitaine. Reconnaissance des potentialités aquifères du Mio-Plio-Quaternaire des Landes de Gascogne et du Médoc en relation avec les SAGE*. RP-57813-FR. BRGM, Orléans. https://infoterre.brgm.fr/rapports/RP-57813-FR.pdf
de Marsily, G. (2004). *Cours d'hydrogéologie*. Université Paris VI.

Fienen, M. N., Doherty, J. E., Hunt, R. J., & Reeves, H. W. (2010). *Using prediction uncertainty analysis to design hydrologic monitoring networks: Example applications from the Great Lakes water availability pilot project*. US Geological Survey.

IPCC. (2021). *Climate Change 2021 : The Physical Science Basis*. Contribution of Working Group I to the Sixth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change: Vol. In Press. Cambridge University Press.
https://doi.org/10.1017/9781009157896

Jolivet, C., Augusto, L., Trichet, P., & Arrouays, D. (2007). Les sols du massif forestier des Landes de Gascogne : Formation, histoire, propriétés et variabilité spatiale. *Revue forestière française*, 59(1), 7-30. https://doi.org/10.4267/2042/8480

Karnay, G., Corbier, P., & Jaouen, T. (2008). *Gestion des eaux souterraines en région Aquitaine. Reconnaissance des potentialités aquifères du Mio-Plio-Quaternaire des Landes de Gascogne et du Médoc en relation avec les SAGE Module 7 – Année 1*. BRGM/RP-56475-FR (No. BRGM/RP-56475-FR). BRGM.
https://infoterre.brgm.fr/rapports/RP-56475-FR.pdf

Koller, M.-M., Pryet, A., de Grissac, B., & Dupuy, A. (2018). *Etude de l'influence du drainage sur le bilan d'une nappe phréatique*. Bordeaux INP - SMEGREG.

Langevin, C. D., Hughes, J. D., Banta, E. R., Niswonger, R. G., Panday, S., & Provost, A. M. (2017). Documentation for the MODFLOW 6 Groundwater Flow Model. In *Techniques and Methods* (Nos. 6-A55). U.S. Geological Survey.
https://doi.org/10.3133/tm6A55
Leaf, A. T., & Fienen, M. N. (2022). Modflow-setup : Robust automation of groundwater model construction. *Frontiers in Earth Science*, *10*, 903965.

PEST++ Development Team. (2023). PEST++ Software Suite for Parameter Estimation, Uncertainty Quantification, Management Optimization, and Sensitivity Analysis, User Manual. Version 5.2.8. https://github.com/usgs/pestpp/tree/develop/documentation

Sargos, J. (1997). *Histoire de la forêt landaise : Du désert à l'âge d'or*. Horizon Chimérique (L').

Soubeyroux, J.-M., Bernus, S., Corre, L., Drouin, A., Dubuisson, B., Etchevers, P., Gouget, V., Josse, P., Kerdoncuff, M., Samacoits, R., & Tocquer, F. (2020). *Les nouvelles projections climatiques de référence DRIAS-2020 pour la Métropole*. Météo-France. https://www.drias-climat.fr/document/rapport-DRIAS-2020-red3-2.pdf

Verfaillie, D., Déqué, M., Morin, S., & Lafaysse, M. (2017). The method ADAMONT v1.0 for statistical adjustment of climate projections applicable to energy balance land surface models. *Geoscientific Model Development*, *10*(11), 4257-4283. https://doi.org/10.5194/gmd-10-4257-2017

Vidal, J., Martin, E., Franchistéguy, L., Baillon, M., & Soubeyroux, J. (2010). A 50-year high-resolution atmospheric reanalysis over France with the Safran system. *International Journal of Climatology*, *30*(11), 1627-1644. https://doi.org/10.1002/joc.2003

White, J. T. (2018). A model-independent iterative ensemble smoother for efficient history-matching and uncertainty quantification in very high dimensions. *Environmental Modelling & Software*, *109*, 191-201. https://doi.org/10.1016/j.envsoft.2018.06.009

White, J. T., Fienen, M. N., & Doherty, J. E. (2016). A python framework for environmental model uncertainty analysis. *Environmental Modelling & Software*, *85*, 217-228. https://doi.org/10.1016/j.envsoft.2016.08.017

Zhang, W., Qi, J., Wan, P., Wang, H., Xie, D., Wang, X., & Yan, G. (2016). An Easy-to-Use Airborne LiDAR Data Filtering Method Based on Cloth Simulation. *Remote Sensing*, *8*(6), 501. https://doi.org/10.3390/rs8060501
<figure><img src="image_59.png" /></figure>
# 10 Annexes

- Fiches ouvrages (ENVOLIS)
Localisation des piézomètres PZ12 et PZ13

Projet de recherche
Commune de HOURTN (33)
SIAEBVELG

<figure><img src="image_60.png" /></figure>

<figure><img src="image_61.png" /></figure>

Sources : Google Satellite, ENVOLIS

Auteur : ENVOLIS

Date : 22/02/2022

<figure><img src="image_62.png" /></figure>
## FICHE CARACTERISTIQUES OUVRAGE

Département: Gironde (33)

Commune: 33 990 HOURTIN

Client : SIAEBVELG

Date réalisation: 16/02/2022

Profondeur atteinte: 3,01 m/TN

Objet : Piézomètre

Niveau statique: 0,51 m/TN (16/02/2022)

1,31 m/capot (16/02/2022)

Coordonnées GPS : 45.215073, -0.995596
(Latitude, Longitude)

<table><thead><tr><th>de</th><th>à</th><th>COUPE GEOLOGIQUE</th><th>Etage</th></tr></thead><tbody><tr><td>TN</td><td>-0,3 m/TN</td><td>Sable avec matière organique</td><td>Quaternaire</td></tr><tr><td>-0,3 m/TN</td><td>-0,8 m/TN</td><td>Argile sableuse</td><td>Quaternaire</td></tr><tr><td>-0,8 m/TN</td><td>-3,01 m/TN</td><td>Sable beige</td><td>Quaternaire</td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td></tr></tbody></table>

## SONDES INSTALLEES

<table><thead><tr><th>Nom</th><th>N° de série</th><th>Profondeur</th><th>Milieu</th></tr></thead><tbody><tr><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td></tr></tbody></table>

## OBSERVATIONS CHANTIER

<figure><img src="image_63.png" /></figure>

## DEROULEMENT TRAVAUX

<table><thead><tr><th>TN</th><th>-3,01 m/TN</th><th>Forage diamètre 125 mm</th></tr></thead><tbody><tr><td>+0,80 m/TN</td><td>-0,51 m/TN</td><td>Mise en place tube plein forage diam. 60 x 51 mm</td></tr><tr><td>-0,51 m/TN</td><td>-3,01 m/TN</td><td>Mise en place crépine 0,3 mm diam. 60 x 51 mm</td></tr><tr><td>+0,20 m/TN</td><td>-0,10 m/TN</td><td>Cimentation annulaire en surface</td></tr><tr><td>-0,10 m/TN</td><td>-0,30 m/TN</td><td>Argile</td></tr><tr><td>-0,30 m/TN</td><td>-3,01 m/TN</td><td>Massif filtrant de graviers calibrés 1 - 2,5 mm</td></tr><tr><td>+0,80 m/TN</td><td>-0,20 m/TN</td><td>Capot métallique cadenassé</td></tr></tbody></table>

## IDENTIFICATION : PZ12

<figure><img src="image_64.png" /></figure>

Entreprise forage : ENVOLIS

<figure><img src="image_65.png" /></figure>
## FICHE CARACTERISTIQUES OUVRAGE

Département: Gironde (33)

Commune: 33 990 HOURTIN

Client : SIAEBVELG

Date réalisation: 16/02/2022

Profondeur atteinte: 2,90 m/TN

Objet : Piézomètre

Niveau statique: 0,76 m/TN (16/02/2022)

1,59 m/capot (16/02/2022)

Coordonnées GPS : 45.214454, -0.991968
(Latitude, Longitude)

## IDENTIFICATION : PZ13

<figure><img src="image_66.png" /></figure>

Entreprise forage : ENVOLIS

<table><thead><tr><th>de</th><th>à</th><th>COUPE GEOLOGIQUE</th><th>Etage</th></tr></thead><tbody><tr><td>TN</td><td>-0,5 m/TN</td><td>Sable avec matière organique</td><td>Quaternaire</td></tr><tr><td>-0,5 m/TN</td><td>-0,9 m/TN</td><td>Alios</td><td>Quaternaire</td></tr><tr><td>-0,9 m/TN</td><td>-2,0 m/TN</td><td>Sable brun</td><td>Quaternaire</td></tr><tr><td>-2,0 m/TN</td><td>-2,9 m/TN</td><td>Sable gris</td><td>Quaternaire</td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td></tr></tbody></table>

## SONDES INSTALLEES

<table><thead><tr><th>Nom</th><th>N° de série</th><th>Profondeur</th><th>Milieu</th></tr></thead><tbody><tr><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td></tr></tbody></table>

## OBSERVATIONS CHANTIER

Forage diamètre 125 mm
Mise en place tube plein forage diam. 60 x 51 mm
Mise en place crépine 0,3 mm diam. 60 x 51 mm
Cimentation annulaire en surface
Argile
Massif filtrant de graviers calibrés 1 - 2,5 mm
Capot métallique cadenassé

## DEROULEMENT TRAVAUX

<table><thead><tr><th>TN</th><th>-2,90 m/TN</th><th>Forage diamètre 125 mm</th></tr></thead><tbody><tr><td>+0,83 m/TN</td><td>-0,90 m/TN</td><td>Mise en place tube plein forage diam. 60 x 51 mm</td></tr><tr><td>-0,90 m/TN</td><td>-2,90 m/TN</td><td>Mise en place crépine 0,3 mm diam. 60 x 51 mm</td></tr><tr><td>+0,20 m/TN</td><td>-0,10 m/TN</td><td>Cimentation annulaire en surface</td></tr><tr><td>-0,10 m/TN</td><td>-0,30 m/TN</td><td>Argile</td></tr><tr><td>-0,30 m/TN</td><td>-2,90 m/TN</td><td>Massif filtrant de graviers calibrés 1 - 2,5 mm</td></tr><tr><td>+0,83 m/TN</td><td>-0,17 m/TN</td><td>Capot métallique cadenassé</td></tr></tbody></table>

<figure><img src="image_67.png" /></figure>
# Localisation du piézomètre PZ15 et du puits de pompage PZ14

Projet de recherche

Commune de HOURTN (33)

SIAEBVELG

<figure><img src="image_68.png" /></figure>

Sources : Google Satellite, ENVOLIS

Auteur : ENVOLIS

Date : 22/02/2022

<figure><img src="image_69.png" /></figure>
## FICHE CARACTERISTIQUES OUVRAGE

<table><tr><td>Département:</td><td>Gironde (33)</td></tr><tr><td>Commune:</td><td>33 990 HOURTIN</td></tr><tr><td>Client :</td><td>SIAEBVELG</td></tr><tr><td>Date réalisation:</td><td>15/02/2022</td></tr><tr><td>Profondeur atteinte:</td><td>4,50 m/TN</td></tr><tr><td>Objet :</td><td>Puits de pompage</td></tr><tr><td>Niveau statique:</td><td>1,20 m/TN (15/02/2022)</td></tr><tr><td></td><td>1,54 m/capot (15/02/2022)</td></tr><tr><td>Coordonnées GPS :</td><td>45.215739, -0.990848</td></tr><tr><td>(Latitude, Longitude)</td><td></td></tr></table>

<table><thead><tr><td>de</td><td>à</td><td>COUPE GEOLOGIQUE</td><td>Etage</td></tr></thead><tbody><tr><td>TN</td><td>-0,5 m/TN</td><td>Sable avec matière organique</td><td>Quaternaire</td></tr><tr><td>-0,5 m/TN</td><td>-0,9 m/TN</td><td>Alios</td><td>Quaternaire</td></tr><tr><td>-0,9 m/TN</td><td>-2,0 m/TN</td><td>Sable brun</td><td>Quaternaire</td></tr><tr><td>-2,0 m/TN</td><td>-4,5 m/TN</td><td>Sable gris</td><td>Quaternaire</td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td></tr></tbody></table>

## SONDES INSTALLEES

<table><thead><tr><td>Nom</td><td>N° de série</td><td>Profondeur</td><td>Milieu</td></tr></thead><tbody><tr><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td></td><td></td><td></td></tr></tbody></table>

## OBSERVATIONS CHANTIER

<figure><img src="image_70.png" /></figure>

## DEROULEMENT TRAVAUX

<table><tr><td>TN</td><td>-4,50 m/TN</td><td>Forage diamètre 160 mm</td></tr><tr><td>+0,52 m/TN</td><td>-1,50 m/TN</td><td>Mise en place tube plein forage diam. 125 x 112 mm</td></tr><tr><td>-1,50 m/TN</td><td>-4,50 m/TN</td><td>Mise en place crépine 0,5 mm diam. 125 x 112 mm</td></tr><tr><td>+0,20 m/TN</td><td>-0,10 m/TN</td><td>Cimentation annulaire en surface</td></tr><tr><td>-0,20 m/TN</td><td>-0,50 m/TN</td><td>Argile</td></tr><tr><td>-0,50 m/TN</td><td>-1,30 m/TN</td><td>Terre végétale</td></tr><tr><td>-1,30 m/TN</td><td>-4,50 m/TN</td><td>Massif filtrant de graviers calibrés 1 - 2,5 mm</td></tr><tr><td>+0,52 m/TN</td><td>-0,18 m/TN</td><td>Capot métallique cadenassé</td></tr></table>

## IDENTIFICATION : PZ14

<figure><img src="image_71.png" /></figure>

Entreprise forage : ENVOLIS

<figure><img src="image_72.png" /></figure>