Qu'est-ce qu'une nappe profonde ?

Cette page cherche à décrire de manière concrète cet objet complexe que représente une nappe profonde d’eau souterraine.

Les principales questions auxquelles cette page répond sont : À quoi ressemblent les nappes profondes d’eau souterraine ? Quand les formations géologiques qui contiennent ces eaux se sont-elles formées ? Pourquoi cette eau est-elle si profonde par endroits alors qu’elle affleure à d’autres? Comment circule-t-elle dans le sous-sol, à quelle vitesse est-elle renouvelée ? Sa qualité est-elle affectée par la très longue durée de séjour dans le sous-sol ?

Cette page s’attache aussi à expliquer l’origine des eaux thermales issues de ces nappes profondes.

Enfin, elle expose comment ces aquifères profonds sont également utilisés pour stocker du gaz naturel et décrit les impacts de cette activité sur la ressource en eau.

Qu'est-ce qu'une nappe profonde ?

Une nappe d'eau souterraine est un volume d’eau contenu dans les interstices ou les fissures de roches poreuses et perméables. Ces roches, qui contiennent l’eau, constituent des réservoirs que l’on nomme aquifères, qui laissent plus ou moins facilement circuler l’eau. L’eau souterraine provient quasi exclusivement de l’infiltration d’eau de pluie ou de rivière. Elle circule dans les interstices de la roche, parfois très lentement. Elle doit en effet passer à travers les cavités de la roche, qui sont parfois microscopiques. Elle retourne généralement à la surface au niveau de sources, en alimentant de façon plus ou moins diffuse les cours d’eau, les lacs etc., ou bien rejoint les océans. L’aquifère repose sur des roches dites imperméables (mur de l’aquifère), et en profondeur ces aquifères peuvent se retrouver « piégés » sous une couche imperméable (toit de l’aquifère). On peut ainsi avoir une succession de couches aquifères et de couches imperméables. On distingue deux types de nappes (figure 1) :

-       Les nappes dites libres : les nappes « phréatiques » ou de surface,

-       Les nappes dites captives : ces nappes circulent dans le sous-sol entre deux formations imperméables (appelées « épontes »). L’eau de ces nappes se retrouve sous pression. Lorsqu’un puits les atteint, l’eau remonte dans le puits plus haut que le toit de l’aquifère (figure 1), pouvant éventuellement jaillir à la surface (on parle alors de puits artésien ).

Figure 1 : représentation simplifiée des nappes d'eau souterraines

Certaines de ces nappes captives sont contenues dans des couches géologiques qui s’enfoncent profondément dans le sous-sol, recouvertes par d’autres couches géologiques de plusieurs dizaines voire centaines de mètres d’épaisseur. Ces nappes profondes se trouvent alors isolées de la surface, ce qui les protège de toute source de pollution d’origine humaine. Les temps de circulation de l’eau dans ces réservoirs profonds peuvent être relativement longs (jusqu’à des dizaines de milliers d’années) : par exemple, les eaux de la nappe des sables infra-molassiques prélevées à la station thermale d’Eugénie-les-Bains ou de Barbotan sont datées de plus de 20 000 ans. Le contact prolongé avec les roches qui les contiennent charge ces eaux en minéraux et la profondeur élève leur température, leur conférant des propriétés d’eaux minérales ou thermales. Les établissements thermaux de la région sont situés dans des zones où ces eaux profondes peuvent remonter rapidement vers la surface à la faveur configurations géologiques particulières (par exemple au niveau de fractures dans la roche). La figure 2 illustre le cas du site thermal de Barbotan.

Figure 2 : illustration de la structure géologique du sous-sol au niveau de la remontée d'eau thermo-minérale de Barbotan (source : Marsaud, 19911)

1B. Marsaud. (1991) Connaissance hydrogéologique de la ride Roquefort-Créon-Barbotan par l’approche systémique de la piézométrie de la nappe du Crétacé supérieur au forage de Betbezer. Utilisation des analyses corrélatoires et spectrales. Tome 1 : texte. Mémoire de DEA. Université Paris XI - Laboratoire de géochimie isotopique.

Comment se sont formés les aquifères profonds du bassin de l'Adour ?

Les aquifères profonds du bassin de l’Adour sont le résultat d’une histoire géologique de plusieurs dizaines de millions d’années. Les phases successives d’avancées et de reculs du niveau de la mer (figure 3) ont provoqué une alternance de dépôts sédimentaires, aujourd’hui transformés en roches. Le sous-sol du bassin aquitain est ainsi constitué d’une superposition de couches sédimentaires, ou strates. En parallèle, sous le mouvement des plaques tectoniques (convergence des plaques ibérique et eurasienne), s’amorce le soulèvement progressif des Pyrénées. Sous la pression, les couches se sont au fur et à mesure déformées (plissements, fracturations), dans la chaîne de montagne mais aussi à son piémont, dans ce qu’on appelle le bassin d’avant-pays. Ces déformations ont ainsi pu favoriser la remontée de certaines couches à la surface (on parle alors d’affleurement) ou leur enfoncement en profondeur.

Figure 3 : évolution des surfaces recouvertes par la mer dans le bassin aquitain depuis 200 millions d'années (source : Capscience)

Les géologues ont subdivisé les formations géologiques en différents âges selon différents termes. On parle ainsi des aquifères du Crétacé, du Paléocène, et de l’Eocène (du plus ancien au plus récent). Il est important de bien distinguer l’âge de la roche qui est très ancien, plusieurs millions à plusieurs milliers d’années, et l’âge des eaux. Dans les nappes dites « superficielles » les eaux ont des âges récents, de quelques années à quelques dizaines d’années, alors que dans les aquifères très profonds les eaux peuvent atteindre 20 000 à 30 000 ans dans le sud du bassin aquitain.

Toutes les couches aquifères n’ont pas la même extension géographique, puisqu’elles se sont déposées à des périodes différentes où la mer n’occupait pas la même position. La figure ci-contre illustre cette hétérogénéité spatiale des aquifères profonds, en indiquant la période à laquelle les roches qui les contiennent se sont formées (M.a = millions d’années).

Toutes les couches géologiques ne laissent pas circuler l’eau de la même manière. Ainsi, le sous-sol du bassin de l’Adour correspond schématiquement à un mille-feuilles, constitué d’une alternance de couches perméables (aquifères) isolées entre elles par des couches moins perméables (épontes). Chaque couche perméable étant constituée d’une roche différente (calcaires, sables, etc.), l’eau qu’elle contient est plus ou moins abondante, plus ou moins renouvelable et sa minéralisation est variable. Les principales couches aquifères profondes qui présentent un intérêt pour les usagers du bassin de l’Adour sont celles représentées dans la figure 4.

Figure 4 : extension géographique des couches géologiques contenant les principales nappes profondes du bassin de l’Adour. Ces contours risquent d’être redéfinis dans le cadre du projet de recherche GAÏA.

Comme indiqué précédemment, les déformations affectant les différentes couches peuvent parfois générer des plis qui ramènent à la surface les formations les plus anciennes. Ainsi, le Crétacé supérieur affleure sur les structures d’Audignon (figure 5) ou de Roquefort, alors qu’il atteint 3 000 mètres de profondeur à Arzacq. Proche du sol, la nappe présente l’avantage de pouvoir être réalimentée par la pluie mais elle devient alors aussi plus vulnérable aux pollutions. Ces déformations mettent parfois en contact des couches distinctes, la couche imperméable (éponte) qui les isole étant très affinée voire absente. L’eau peut alors passer d’une couche à l’autre.

Figure 5 : illustration schématique d’une déformation faisant remonter une couche profonde à la surface (anticlinal d’Audignon)  (source :  Briand, 20142, d’après Oller, 1986)

2Briand, C. (2014) Approche multi-traceurs pour la détermination de l’origine des nitrates dans les eaux souterraines : exemple d’une source karstique dans les Landes. Université Pierre et Marie Curie.

L'aquifère éocène des sables infra-molassiques (SIM)

L’eau contenue dans les sables infra-molassiques (SIM) correspond à la nappe profonde la plus utilisée dans le bassin de l’Adour.  Cet aquifère est composé de plusieurs couches sableuses ou gréseuses, qui se sont déposées progressivement d’est en ouest, dans ce qui était à l’époque un delta bordant l’océan aux pieds des Pyrénées en formation. Ces sables sont recouverts d’une couche de molasses assez imperméable, d’où leur nom d’« infra-molassiques ».

Ce réservoir se situe globalement entre 500 et plus de 1 000 m de profondeur, mais il est ponctuellement à l’affleurement, de façon très locale, au droit de structures qui font remonter les formations profondes à la surface. Son épaisseur varie de quelques mètres à plus de 100 m entre Auch et Lussagnet - Izaute. L’épaisseur du réservoir est la plus importante dans la région de Auch - Mont-de-Marsan. Au nord et à l’est, son potentiel d’utilisation décroît (formation plus hétérogène, moins perméable, moins épaisse, avec une eau plus minéralisée). Dans le secteur de Auch - Mont-de-Marsan, les couches sableuses sont globalement homogènes (sables bien triés, appelés sables de Lussagnet) et très perméables, ce qui permet aux forages qui l’exploitent d’obtenir d’important débits. L’eau qui y circule est très ancienne et d’excellente qualité.

Les modalités d’alimentation de la nappe des sables infra-molassiques sont mal connues mais plusieurs hypothèses ont été émises : recharge par différents affleurements (par exemple, le long du gave de Pau où les alluvions très perméables sont directement au contact des sables) ou bien via des formations intermédiaires, dites formations-relais (par exemple les poudingues de Palassou, ensemble de roches sédimentaires et de débris provenant de l’érosion des Pyrénées).

L’aquifère des sables infra-molassiques est également en interaction plus ou moins directe avec l’aquifère paléocène et celui du crétacé. Du fait des échanges qui existent entre ces trois formations géologiques, sables infra-molassiques (éocène), paléocène et crétacé, les trois niveaux de nappes profondes doivent être gérés ensemble. Cet impératif de gestion commune est renforcé par le fait que, dans certains secteurs, les trois nappes sont exploitées par les usagers.

Comment la nappe des sables infra-molassiques est-elle réalimentée ?

D’une manière générale, les eaux de la nappe des sables infra-molassiques s’écoulent de l’est vers l’ouest dans la partie est (à l’est de Auch), et plutôt du sud vers le nord dans la partie ouest (à l’ouest de Auch). De nombreuses incertitudes demeurent quant aux modalités de recharge, la quantité d’eau qui entre dans les nappes, la localisation des sorties d’eau (exutoires) de la nappe, les échanges qui ont lieu entre cette nappe et les autres nappes profondes, mais aussi sur la connexion avec la partie nord du bassin aquitain (bordelais). Les recherches scientifiques se poursuivent pour lever les incertitudes.

Le niveau piézométrique de la nappe des sables infra-molassiques baisse

Les nappes profondes du sud du bassin aquitain constituent des ressources stratégiques pour les usages eau potable, industriel, thermalisme, etc. La nappe des sables infra-molassiques est de loin la plus sollicitée avec une augmentation des prélèvements jusqu’au début des années 2000.

Afin de suivre l’évolution des nappes dans le temps, plusieurs forages sont équipés d’appareils qui permettent de mesurer le niveau d’eau (appelés piézomètres). Aujourd’hui ces relevés sont automatiques et en continu, auparavant ils étaient réalisés manuellement à intervalle de temps régulier.

La carte de la figure 7 présente la localisation des différents ouvrages de suivi des nappes profondes du secteur. À noter que les données de mesure de la majorité des points suivis sont disponibles en accès public sur le portail national d’accès aux données sur les eaux souterraines ADES (https://ades.eaufrance.fr/).

Figure 6 : localisation des piézomètres dans le secteur d’étude

Il est constaté que, depuis les premières mesures réalisées à la fin des années 1960, les niveaux piézométriques présentent une tendance à la baisse du fait des prélèvements de ces dernières décennies.

Les figures 8 à 11, qui montrent l’évolution du niveau de nappe pour 4 piézomètres localisés de l’ouest vers l’est (figure 7), indiquent clairement ce constat de baisse généralisée de la nappe des sables infra-molassiques. Ainsi, sur le piézomètre de Pécorade (figure 7), le niveau a baissé d’une vingtaine de mètres en 20 ans. Les cycles qui apparaissent de baisse et de montée du niveau piézométrique sont liés aux cycles d’injection et de soutirage de gaz dans les stockages de Lussagnet et Izaute (voir chapitre suivant) ; ces effets s’atténuent lorsque l’on s’éloigne des sites de stockage. Au sud-ouest de cet ouvrage, à Lespielle (figure 8) la diminution observée est également de l’ordre de 20 mètres sur la période 1974 à 2006. L’ouvrage de Saint-Médard présente une diminution du niveau piézométrie d’une dizaine de mètres entre 1998 et 2018 (figure 9) et Polastron, proche de la limite entre les départements du Gers et de la Haute-Garonne (est de la zone d’étude), a vu son niveau chuter de 20 mètres entre 1975 et 2018 (figure 10). Globalement sur l’ensemble de ces piézomètres, les niveaux baissent depuis plus de 20 ans d’une soixantaine de centimètres par an. À noter qu’aucune amorce de stabilisation n’est actuellement constatée.

Figure 7 : chronique piézométrique sur le forage de Pécorade 101

Figure 9 : chronique piézométrique sur le forage de Saint Médard

Figure 8 : chronique piézométrique sur le forage de Lespielle 1

Figure 10 : chronique piézométrique sur le forage de Polastron

Comment stocke-t-on du gaz dans les aquifères profonds ?

Dans le bassin aquitain, les nombreuses déformations des couches aquifères et notamment des sables infra-molassiques ont créé des plis convexes très marqués (que les géologues appellent des plis anticlinaux), dont certains ont une forme de cloche. Ce type d’anticlinal est susceptible de contenir du gaz naturel, qui surnage sur l’eau souterraine et se retrouve piégé dans la couche aquifère. Deux sites de stockage de gaz ont ainsi été aménagés dans des structures géologiques de ce type, à Lussagnet (1957) et à Izaute (1981), à la frontière des Landes et du Gers.

Sur ces deux sites, une trentaine de puits actifs ont été forés à ce jour pour injecter le gaz dans la couche aquifère des sables infra-molassiques située entre 500 et 700 mètres de profondeur. Cette couche, de plusieurs dizaines de mètres d’épaisseur, est structurée en forme de dôme et surmontée par une roche « couverture » imperméable, qui permet de maintenir le gaz piégé (figure 11).

Pendant la période de faible consommation énergétique (l’été), le gaz provenant de gisements lointains (mer du Nord, Russie, Algérie, etc.) acheminé en France par les gazoducs du réseau de transport, est injecté dans la roche « réservoir » poreuse et perméable par les puits d’exploitation. Pendant la période de forte consommation énergétique (l’hiver), le gaz est soutiré par les puits d’exploitation. Il est alors distribué dans le réseau de transport afin de compléter les approvisionnements et de répondre à l’augmentation saisonnière de la demande (la consommation énergétique mensuelle en hiver peut représenter jusqu’à cinq fois celle des mois d’été).

Ces stockages de gaz, opérés par Teréga, sont d’importance stratégique pour l’alimentation en gaz du territoire national.  Ils permettent de couvrir les besoins lors des pics de consommation hivernaux et de garantir la sécurité d’alimentation sur le territoire (stocks en cas d’interruption des approvisionnements). Ils contribuent à alimenter en gaz naturel les réseaux de transport et de distribution du grand sud-ouest ainsi que d’une partie de l’Espagne et du reste de la France. En 2015, ces deux sites de Lussagnet et d’Izaute représentaient environ 24% des capacités françaises de stockage souterrain de gaz naturel (la plupart des autres sites se trouvent dans le bassin parisien).

Figure 11 : représentation schématique des sites de stockage de gaz (source Teréga)

L’alternance de phases de remplissage et de vidange du réservoir avec le gaz naturel impacte le niveau d’eau dans la nappe. Lorsque le gaz est injecté, il prend la place de l’eau dans la partie haute du réservoir, augmentant la pression de l’eau dans la nappe, et générant donc la remontée du niveau d’eau dans tous les puits dans un rayon de 30 à 40 kilomètres. Lorsque le gaz est soutiré en hiver l’eau environnante reprend alors sa place dans les pores de la roche, la pression baisse dans l’aquifère et le niveau de l’eau dans les forages environnants baisse. À proximité immédiate des sites de stockage, la variation de niveau d’eau dans les puits peut atteindre plusieurs dizaines de mètres entre été et hiver (80 m à Nogaro). Cette variation cyclique du niveau de l’eau impacte les forages d’eau potable et des stations thermales (figure 12). Teréga essaie d’anticiper ces impacts et accompagne les usagers concernés pour mettre en œuvre des mesures d’adaptation, par exemple l’abaissement des pompes pour l’alimentation en eau potable.

Figure 12 : fluctuation du niveau de l’eau dans un forage à Barbotan, résultant du stockage et déstockage saisonnier de gaz naturel

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Nappes profondes