IGS 4
MODULE : GS 422
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Chapitre premier LE CYCLE HYDROLOGIQUE ET LE BILAN HYDROLOGIQUE 2
Chapitre premier LE CYCLE HYDROLOGIQUE ET LE BILAN HYDROLOGIQUE 2
I / Le !le "e l0ea& L’eau L’eau se présente dans la planète sous trois formes: S#li"e( Li%&i"e( Ga)e&* Le changement de phase de l'eau dépend de la temp-rat&re et temp-rat&re et de la pre++i#.. pre++i#.. Les eaux sont en constante circulation sur la terre et subissent subissent des changements d'état. L'importance de ces modifications fait de l'eau le principal ph!+i%&e+, himi%&e+ et himi%&e+ et agent de transport d'éléments ph!+i%&e+, ,i#l#$i%&e+. ,i#l#$i%&e+. L'ensemble des processus de transformation et de transfert de l'eau forme le !le h!"r#l#$i%&e ' 3
1/ D-i.iti#. et #mp#+a.te+ "& !le h!"r#l#$i%&e h!"r#l#$i%&e Le c!cle h!drologi"ue est un concept "ui englobe les phénomènes du m#&3eme.t et du re.#&3elleme.t du re.#&3elleme.t des des ea&* sur ea&* sur la terre. terre. &ette définition impli"ue "ue les mécanismes régissant le c!cle h!drologi"ue +&r3ie..e.t #.6#i.teme.t. #.6#i.teme.t . Le c!cle h!drologi"ue n'a donc ni commencement, ni fin.
#ous l'effet du ra!#..eme.t +#laire l'eau é$aporée % partir du sol , des océans et des autres surfaces d'eau, e.tre "a.+ latm#+ph5re.
L-l-3ati#. "&.e ma++e "air h&mi"e permet le refroidissement nécessaire pour l'amener % saturation et pro$o"uer la #."e.+ati#. "e la 3ape&r "ea& sous forme de $#&ttelette+ constituant les .&a$e+, en présence de .#!a&* "e #."e.+ati#..
(uis la 3ape&r "ea&, transportée et temporairement emmagasinée dans les .&a$e+, est restituée par le biais des pr-ipitati#.+ aux océans et aux continents.
*ne partie de la pluie "ui tombe peut +tre interceptée par les $égétaux puis +tre partiellement restituée sous forme de $apeur % l'atmosphère.
La pluie non interceptée atteint le sol. #ui$ant les conditions données, elle peut alors : s'é$aporer directement du sol,
s'écouler en surface us"u'aux cours d'eau -ruissellement de surface ou encore s'infiltrer dans le sol.
)
0l peut aussi ! a$oir emmagasinement temporaire de l'eau infiltrée sous forme d'humidité dans le +#l, "ue peu$ent utiliser les plantes. 0l peut ! a$oir percolation $ers les ones plus profondes pour contribuer au renou$ellement des réser$es de la .appe +#&terrai.e. /
Le !le "e lea& est donc suet % des processus complexes et $ariés parmi les"uels nous citerons:
les pr-ipitati#.+, l'-3ap#rati#., la tra.+pirati#. -des $égétaux, l'i.terepti#., le r&i++elleme.t, l'i.iltrati#. et la per#lati#..
L'emma$a+i.eme.t et les -#&leme.t+ +#&terrai.+ constituent les principaux chapitres de l'h!drologie.
&es di$ers mécanismes sont rendus possibles par un élément moteur, le +#leil, organe $ital du !le h!"r#l#$i%&e.
Le ,a++i. h!"r#l#$i%&e est circonscrit par les lignes de cr+tes topographi"ues, délimitant le bassin $ersant d'un cours d'eau et de ses affluents. 0l correspond donc, en surface au ,a++i. h!"r#$-#$raphi%&e. 0l est admis "ue ses limites se superposent, au mieux, % celles du bassin h!drogéologi"ue. &es conditions sont en général réalisées pour les grandes unités, de l'ordre de "uel"ues centaines de millier de 4m5.
Le ,a++i. h!"r#$-#l#$i%&e est la fraction de l'espace du bassin h!drologi"ue située sous la surface du sol. &'est le domaine des eaux souterraines. 7n général, il correspond % un bassin sédimentaire. #es limites sont imposées par la structure h!drogéologi"ue.
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La%&i5re, est l'unité de domaine d'étude des eaux souterraines. Le bassin h!drogéologi"ue est constitué d'un ou de plusieurs a"uifères. 11
2' La r-partiti#. "e+ ea&* 8ous pou$ons conce$oir la répartition des eaux sur la terre selon différents points de $ue :
*ne répartition %&a.titati3e et %&alitati3e des eaux % l'échelle du globe, et par rapport aux différentes composantes du c!cle h!drologi"ue.
*ne répartition +patiale du bilan de l'eau sur les continents et % l'échelle d'une one géographi"ue'
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2'1 Etat et +it&ati#. "e l0ea& 7 l-helle "& $l#,e &ette réser$e d'eau douce est loin d'+tre entièrement exploitable. Les océans occupent en effet une superficie % peu près égale % /69 de la surface du globe et représentent /9 de la masse totale d'eau dans la les de l'eau douce -29 biosphère. sont mobilisés par les glaciers et les ban"uises des p;les. soit un $olume d'en$iron 3)<16) 4m 3.
Le solde -6.9 est constitué par les eaux souterraines, les lacs et les fleu$es -6.39, l'humidité des sols , de l'air et les organismes $i$ants -6.29 13 -plantes et animaux
8' Le ,ila. h!"ri%&e Le !le "e lea& peut>+tre anal!sé schémati"uement selon les trois éléments sui$ants : ? Les pr-ipitati#.+, ? le r&i++elleme.t ou -#&leme.t "e +&rae et l-#&leme.t +#&terrai., ? l-3ap#rati#..
=ans chacune des phases on retrou$e respecti$ement un tra.+p#rt "ea&, un emma$a+i.eme.t temp#raire et parfois un ha.$eme.t "-tat'
1
L'-%&ati#. "& ,ila. h!"ri%&e se fonde sur l'é"uation de continuité et peut s'exprimer comme suit, pour une période et un espace donnés : ,ila. h!"r#l#$i%&e "ui représente le bilan des "uantités d'eau e.tra.t et +#rta.t d'un s!stème défini dans l' e+pae et dans le temp+, % sa$oir l@année h!drologi"ue -période d'une année très sou$ent différente de l'année ci$ile. A3e :
; 9 S < R 9 E 9 =S > S? ; : précipitations -li"uide et solide AmmB ou Am 8B C S : ressources disponible % la fin de la période précédente -eaux souterraines, humidité du sol, neige, glace AmmB C R : ruissellement de surface et écoulements souterrains AmmB C E : é$aporation -! compris é$apotranspiration C S9/S : ressources accumulées % la fin de la période étudiée AmmB. 1
#ous sa forme la plus générale et pour une période déterminée -mois, année, e ,ila. peut s'écrire encore sous la forme simplifiée sui$ante :
E < I @ O > S a$ec E : é$aporation AmmB ou Am3sB, I : flux d'eau entrant AmmB ou Am3sB, O : flux d'eau sortant AmmB ou Am3sB, S :$ariation de stoc4age AmmB ou Am3sB.
1)
#i le bassin $ersant naturel est relati$ement imperm-a,le, la variation de stock sur une période donnée peut +tre considérée comme .&lle =S<?.
=ès lors, on peut introduire le "-iit "-#&leme.t -D? dans l'é"uation "ui s'écrit :
D< I/O D$ec I : flux d'eau entrant AmmB ou Am 3sB, O : flux d'eau sortant AmmB ou Am 3sB, 1/
&e "-iit "0-#&leme.t représente essentiellement les perte+ dues % l'-3ap#rati#.. 0l peut +tre estimé % l'aide de mesures ou de méthodes de calcul. (ar, les formules de T&r et C#&ta$.e :
#rm&le "e T&r D$ec:
D : déficit d'écoulement AmmB, ; : pluie annuelle T : température mo!enne annuelle AG&B. L < 366 E 2 F E 6.6 F 3. 1
#rm&le "e C#&ta$.e D < ; / m ' ;2 D$ec :
D : déficit d'écoulement AmmB, ; : pluie annuelle AmmB, m< 1 -6. E 6.1) F La connaissance du "-iit "-#&leme.t permet d'é$aluer le comportement du s!stème ou la fiabilité des données sensées le décrire, par #mparai+#. entre les 3ale&r+ "& "-iit calculées directement et les 3ale&r+ e+tim-e+ dans un bassin $ersant plus grand. 1
Da.+ le ,a++i. h!"r#l#$i%&e de "uel"ues centaines de Fm2, les app#rt+ sont fournis par les précipitations efficaces, (!E) et les +#rtie+ par le débit de l’écoulement total ( =QT?' ;E < QT =ans le cas oH l’égalité n’est pas respectée, il faut tenir compte des app#rt+ autres "ue le précipitations efficaces sur le domaine, le débit de prélèvement (QEX) et de la différence de réserves positive ou négative (W) dans les bassins h!drogéologi"ues. ' ;E < QT 9 / QE =ans le bassin h!drogéologi"ue les "-,it+ des apports sont représentées par l’infiltration, ( I), fraction des précipitations efficaces et les +#rtie+ par le débit de l’écoulement souterrain (QW). I < Q =ans l’a"uifère le débit des apports est l’infiltration efficace, (IE). elle est représentée par le débit de l’écoulement souterrain, (QW), aouté aux débits des prélèvements, (QEX). IE < Q 9 QE
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Le bilan global mo!en annuel d’une grande région ou d’un pa!s, d’ordre de grandeur de centaines de millier de Im 2, est obtenu par la somme des bilans des bassins h!drologi"ues "ui le constituent.
;E < ; / ETR ;E : pr-ipitati#.+ eiae+ ; : pl&ie a..&elle mm( ETR : -3ap#tra.+pirati#. r-elle &e bilan global annuel des grands domaines correspond, soit au c!cle global soit % chacun des c!cles de deuxième ordre, #.ti.e.tal ou #-a.i%&e.
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BILAN DES RESSOURCES EN EAU DE LA TUNISIE / ;r-ipitati#.+ : en mo!enne 3).16 m 3an / E3ap#rati#. et -3ap#tra.+pirati#. : 32,.16 m3an -6 9 des précipitations / R&i++elleme.t: -Jessources en eau de surface : 2,/.16 m 3an -/, 9 des précipitations / #ur ce $olume de ruissellement: 6,).16 m 3an pro$iennent "e+ -#&leme.t+ "e +&rae /I.iltrati#. -Jessources en eau souterraines renou$elables : 1,.16 m 3an -3, 9 des précipitations Nappe+ phr-ati%&e+ -faibles profondeurs : 6K6 m : /3/.16) m 3an Nappe+ pr##."e+ -fortes profondeurs 6 m :
)2.16) m3an
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Bila. h!"r#l#$i%&e m#!e. a..&el "e la T&.i+ie
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CHA;ITRE II
LE BASSIN ERSANT ET SON COM;LEE
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Le ,a++i. 3er+a.t est 3er+a.t est une unité géographi"ue sur la"uelle se base l'anal!se du c!cle h!drologi"ue.
=onc c’ est une surface h!drologi"uement close, c'est>%>dire c' est>%>dire "u'aucun écoulement n'! pénètre de l'extérieur et "ue tous les excédents de précipitations s'é$aporent ou s'écoulent par une seule section % l'exutoire 2
Lors"u’on s'intéresse au ruissellement, la délimitation du bassin $ersant doit tenir compte des barrières artificielles -routes, chemins de fer, etc..
L'h!drologie du bassin $ersant, et notamment la surface drainée, peu$ent +tre aussi modifiées par la présence d'apports latéraux artificiels -réseaux d'eaux, routes, ou des déri$ations artificielles modifiant le bilan h!drologi"ue.
2)
La.al!+e "& #mp#rteme.t h!"r#l#$i%&e "&. ,a++i. 3er+a.t s'effectue le plus sou$ent par le biais de l'étude de la r-ati#. h!"r#l#$i%&e du bassin face % la pr-ipitati#.. pr-ipitati#. .
&ette réaction h!drologi"ue du bassin $ersant est caractérisée par: M +a 3ite++e =temps de montée tm, défini comme le temps "ui s'écoule entre l'arri$ée de la crue et le maximum de l'h!drogramme ? et M +#. i.te.+it- -débit de pointe Qma*, $olume maximum ma*, 2/
*ne a3er+e, tombant sur un bassin $ersant de caractéristi"ues connues, pro$o"ue % l'exutoire du bassin considéré un h!drogramme.
&ette h!drogramme de crue présente la forme générale d'une courbe diss!métri"ue "ue l'on di$ise en "uatre parties : tarissement -a$ant la pluie nette, crue, décrue et tarissement 2
Temp+ "e r-p#.+e "& ,a++i. tp @ tp @ c’est l’inter$alle de temps "ui sépare le centre de gra$ité de la pluie nette de la pointe de crue ou parfois du centre de gra$ité de l'h!drogramme dN % l'écoulement de surface.
Temp+ "e #.e.trati#. t / &’est le temps "ue met une particule d'eau pro$enant de la partie du bassin la plus éloignée de l'exutoire pour par$enir % celui>ci. On peut estimer t en mesurant la durée comprise entre la fin de la pluie nette et la fin du ruissellement direct -i.e. fin de l'écoulement de surface. 2
Temp+ "e m#.t-e tm / &’est le temps "ui s'écoule entre l'arri$ée % l'exutoire de l'écoulement rapide et le maximum de l'h!drogramme dN % l'écoulement de surface.
Temp+ "e ,a+e t, / &’est la durée du ruissellement direct, c'est>%>dire la longueur sur l'abscisse des temps de la base de l'h!drogramme dN % l'écoulement de surface.
36
Le temp+ "e #.e.trati#. t des eaux sur un bassin $ersant se définit comme le maximum de durée nécessaire % une goutte d'eau pour parcourir le chemin h!drologi"ue entre un point du bassin et l'exutoire de ce dernier 0l est composé de trois termes différents : th : Temp+ "h&metati#.' Femps nécessaire % l'imbibition du sol par l'eau "ui tombe a$ant "u'elle ne ruisselle. tr : Temp+ "e r&i++elleme.t #& "-#&leme.t . Femps "ui correspond % la durée d'écoulement de l'eau % la surface ou dans les premiers horions de sol us"u'% un s!stème de collecte .
ta : Temp+ "ahemi.eme.t' Femps mis par l'eau pour se déplacer dans le s!stème de collecte us"u'% l'exutoire Fhéori"uement on estime "ue t est la durée comprise entre la fin de la pluie nette et la fin du ruissellement .
T < ma* = =th9tr 9ta?? 31
Le+ #&r,e+ i+#hr#.e+ représentent les courbes d'égal temps de concentration des eaux sur le bassin $ersant.
32
li+#hr#.e la pl&+ -l#i$.-e de l'exutoire représente le temps mis pour "ue toute la surface du bassin $ersant contribue % l'écoulement % l'exutoire après une a$erse uniforme.
Le tracé du réseau des isochrones permet de comprendre le comportement h!drologi"ue d'un bassin $ersant et l'importance relati$e de chacun de ses sous>bassins. =onc, ces courbes permettent de déterminer, l'h!drogramme de crue résultant d'une pluie tombée sur le bassin. 33
Le ,a++i. 3er+a.t fonctionne,donc comme un collecteur chargé de recueillir les précipitations et de les transformer en écoulement % l’exutoire. &ette transformation ne $a pas sans pertes en eaux et ces pertes dépendent des conditions climatologi"ues régnant sur le bassin $ersant, et des caractéristi"ues ph!si"ues de ce dernier. =eux bassins soumis aux m+mes conditions climati"ues peu$ent a$oir un régime d’écoulement totalement différent. &ette différence est principalement causée par les di$erses caractéristi"ues ph!si"ues des deux bassins. Le bassin $ersant peut +tre caractérisé par :
+a m#rph#l#$ie =#rme( relie( "e.+it- "e "rai.a$e?
la .at&re "& +#l
la #&3ert&re 3-$-tale
3
Le ,a++i. 3er+a.t -ta.t laire de réception des précipitations et d'alimentation des cours d'eau, les débits $ont +tre en partie reliés % sa surface. La +&rae "& ,a++i. $ersant peut +tre mesurée par : M superposition d'une grille dessinée sur papier transparent, M par l'utilisation d'un planimètre ou, mieux M par des techni"ues de digitalisation. La #rme "&. ,a++i. 3er+a.t influence l'allure de l'h!drogramme % l'exutoire du bassin $ersant. ceci en raison des temps d'acheminement de l'eau % l'exutoire. &e phénomène est lié % la notion de temp+ "e #.e.trati#..
3
Les bassins en forme d'é$entail - B1, présentant un temps de concentration plus court =t1?, auront les plus forts débits de pointe.
une forme allongée -B2 fa$orise, pour une m+me pluie, les faibles débits de pointe de crue 3)
0l existe différents indices morphologi"ues permettant de caractériser le milieu, mais aussi de comparer les bassins $ersants entre eux. L0i."ie "e #mpait- de Gra3eli&+ : F G
D$ec :
FG: est l'indice de compacité de Pra$élius, A : surface du bassin $ersant A4m 2B, ; : périmètre du bassin A4mB.
3/
&et indice se détermine % partir d'une carte topographi"ue en mesurant le périmètre du bassin $ersant et sa surface.
0l est pr#he "e 1 pour un bassin $ersant de forme "uasiment circulaire
et +&p-rie&r 7 1 lors"ue le bassin est de forme allongée.
3
Li.l&e.e "& relie sur l'écoulement se conQoit aisément, car de nombreux paramètres h!drométéorologi"ues $arient a$ec l'altitude et la morphologie du bassin. 7n outre, la pente influe sur la $itesse d'écoulement. Le relief se détermine lui aussi au mo!en d'indices ou de caractéristi"ues sui$ants : &ette courbe h!psométri"ue représente la répartition de la surface du bassin $ersant en fonction de son altitude.
7lle exprime la superficie du bassin ou le pourcentage de superficie, au>del% d'une certaine altitude. 3
Laltit&"e m-"ia.e correspond % l'altitude lue au point d'abscisse 69 de la surface totale du bassin, sur la courbe h!psométri"ue.
&ette grandeur se rapproche de l'altitude mo!enne dans le cas oH la courbe h!psométri"ue du bassin concerné présente une pente régulière. 6
Le+ altit&"e+ ma*imale+ et mi.imale+ sont obtenues directement % partir de cartes topographi"ues Laltit&"e ma*imale représente le point le plus éle$é du bassin. Laltit&"e mi.imale considère le point le plus bas, généralement % l'exutoire. &es deux données de$iennent importantes lors du dé$eloppement de certaines relations faisant inter$enir des $ariables climatologi"ues telles "ue: M la température, M la précipitation et M le cou$ert neigeux. 7lles déterminent l'amplitude altimétri"ue du bassin $ersant et inter$iennent aussi dans le calcul de la pente. 1
Laltit&"e m#!e..e se déduit directement de la courbe h!psométri"ue ou de la lecture d'une carte topographi"ue. On peut la définir comme suit :
D$ec :
Hm#! : altitude mo!enne du bassin AmB C Ai :
aire comprise entre deux courbes de ni$eau A4m 2B C
hi : A:
altitude mo!enne entre deux courbes de ni$eau AmB C superficie totale du bassin $ersant A4m2B.
2
La pe.te m#!e..e est une caractéristi"ue importante "ui renseigne sur la topographie du bassin. 7lle donne une bonne indication sur le temps de parcours du ruissellement direct > donc sur le temps de concentration t > et influence directement le débit de pointe lors d'une a$erse. La méthode proposée par Carlier et Leler consiste % calculer la mo!enne pondérée des pentes de toutes les surfaces élémentaires comprises entre deux altitudes données. *ne $aleur approchée de la pente mo!enne est alors donnée par la relation sui$ante :
D$ec
im : pente mo!enneAm4m ou 666B, L : longueur totale de courbes de ni$eau A4mB, D : é"uidistance entre deux courbes de ni$eau AmB, A : surface du bassin $ersant A4m 2B. 3
L0 i."ie "e pe.te i p se calcule % partir du rectangle é"ui$alent. 0l est égal % la somme des racines carrées des pentes mo!ennes de chacun des éléments pondérés par la surface intéressée, soit :
#J ?
ip: indice de pente A9B,
?
L: longueur du rectangle AmB,
?
*i: distance "ui sépare deux courbes sur la rectangle AmB -la largeur du rectangle étant constante, cette distance est égale au facteur de pondération,
?
": distance entre 2 courbes de ni$eau successi$es -peut +tre $ariable AmB,
?
"*i: pente mo!enne d'un élément A9B.
Le ,a++i. 3er+a.t reta.$&laire résulte d'une transformation géométri"ue du bassin réel dans la"uelle on conser$e la m+me superficie, le m+me périmètre et donc la m+me répartition h!psométri"ue.
Les courbes de ni$eau de$iennent des droites parallèles aux c;tés du rectangle.
La climatologie, la répartition des sols, la cou$erture $égétale et la densité de drainage restent inchangées entre les courbes de ni$eau.
#i L et l représentent respecti$ement la longueur et la largeur du rectangle é"ui$alent, alors : Le périmètre du rectangle é"ui$alent $aut La surface Le coefficient de compacité
7n combinant ces trois relations, on obtient cette relation:
Le tracé des droites de ni$eau du rectangle é"ui$alent découle directement de la répartition h!psométri"ue cumulée.
La t#p#l#$ie étudie les notions de $oisinage et de limite. 7lle est utile dans la description du réseau h!drographi"ue en proposant une classification &ette classification permet de décrire sans ambiguRté le dé$eloppement du réseau de drainage d'un bassin de l'amont $ers l'a$al. 7lle se base sur les règles sui$antes :
)
Fout cours d’eau dépour$u de tributaires est d’ordre 1.
Le cours d’eau formé par la rencontre de deux cours d’eau d’ordre différent prend l’ordre du plus éle$é des deux.
Le cours d’eau formé par la rencontre de deux cours d’eau du m+me ordre est augmenté de un.
/
*n bassin $ersant se caractérise principalement par les deux longueurs:
La l#.$&e&r -LCA est une distance cur$iligne mesurée le long du cours d'eau principal depuis l'exutoire us"u'% un point représentant la proection du centre de gra$ité du bassin .
La l#.$&e&r "& #&r+ "ea& pri.ipal -L est la distance cur$iligne depuis l'exutoire us"u'% la ligne de partage des eaux, en sui$ant touours le segment d'ordre le plus éle$é lors"u'il ! a un embranchement et par extension du dernier us"u'% la limite topographi"ue du bassin $ersant.
#i les deux segments % l'embranchement sont de m+me ordre, on suit celui "ui draine la plus grande surface.
La pe.te m#!e..e "& #&r+ "ea& détermine la $itesse a$ec la"uelle l'eau se rend % l'exutoire du bassin donc le temps de concentration. Le calcul des pentes mo!ennes et partielles de cours d'eau s'effectue % partir du profil longitudinal du cours d'eau principal et de ses affluents. La méthode la plus fré"uemment utilisée pour calculer la pente longitudinale du cours d'eau consiste % di$iser la différence d'altitude entre les points extr+mes du profil par la longueur totale du cours d'eau.
D$ec
;m#! : pente mo!enne du cours d'eau Am4mB C Hma* : déni$ellation maximale de la ri$ière AmB -différence d'altitude entre le point le plus éloigné et l'émissaire C L : longueur du cours d'eau principal A4m B. 6
La "e.+it- "e "rai.a$e dépend de la géologie , des caractéristi"ues topographi"ues du bassin $ersant et des conditions climatologi"ues et anthropi"ues. La "e.+it- "e "rai.a$e, introduite par H#rt#., est la longueur totale du réseau h!drographi"ue par unité de surface du bassin $ersant :
D$ec
D" : densité de drainage A4m4m2B C Li : longueur de cours d'eau A4mB C A : surface du bassin $ersant A4m2B.
1
(our caractériser la capacité d'un bassin $ersant % ruisseler un indice est très sou$ent utilisé en h!drologie de surface, c’est :
le #eiie.t "e r&i++elleme.t -Cr "ui est défini comme suit :
2
CHA;ITRE III
;RECI;ITATIONS
3
;#&r %&il ! ait #rmati#. "e pr-ipitati#.+( il a&t "e la 3ape&r "ea&( &. .#!a& "e #."e.+ati#. et "e+ t&r,&le.e+'
La 3ape&r "ea& pe&t/Ktre "e 7 &. r-ha&eme.t "e+ #&r+ "ea& #& &.e tra.+pirati#. "e+ pla.te+ = -3ap#tra.+pirati#. ?
une fois arri$ée dans le nuage, elle est entraSnée par des courants d'air froid C la présence "&. .#!a& "e #."e.+ati#. permet la rotation de la $apeur d'eau autour de ce no!au de condensation :
le .&a$e se formeC en l'absence de no!aux de condensation, une $#&telette "ea& peut se former partiellementC +i la temp-rat&re est négati$e au sommet du nuage, il ! a alors passage de l'eau % l'état li"uide % des cristaux de glace '
Les cristaux de glaces situés au sommet du nuage peu$ent donner différentes t!pes de précipitations :
Le+ pr-ipitati#.+ #.3eti3e+ %&i +#.t "&.e #rte i.te.+it- et pe&3e.t Ktre a#mpa$.-e+ "0#ra$e #& "e $rKle mai+ elle+ .e "&re.t pa+ l#.$temp+' Elle+ +e pr#"&i+e.t par li.+ta,ilit- #.3eti3e "e lair %&i e+t a++#i-e 7 "e+ .&a$e+ "e t!pe+ &m&l&+ =#rme arr#."i+ ?' )
Le+ pr-ipitati#.+ #r#$raphi%&e &omme son nom l'indi"ue -du grec oros, montagne,
e t!pe "e pr-ipitati#.+ résulte de la rencontre entre une masse d’air chaude et humide et une barrière topographi"ue. Le+ arat-ri+ti%&e+ "e+ pr-ipitati#.+ #r#$raphi%&e+ dépendent : de laltit&"e, de la pe.te( de +#. #rie.tati#. et de la "i+ta.e séparant l'origine de la masse d'air chaud du lieu de soulè$ement. 7lles présentent une i.te.+it- et une r-%&e.e asse régulières. &e t!pe de précipitations se produit sou$ent au ni$eau des massifs montagneux. /
Le+ pr-ipitati#.+ r#.tale+ ou de t!pe !l#.i%&e . 7lles sont associées aux surfaces de contact entre deux masses d'air de température, de gradient thermi"ue $ertical , d'humidité et de $itesse de déplacement différents, "ue l'on nomme T r#.t+ U. Le+ r#.t+ r#i"+ -une masse d’air froide pénètre dans une région chaude créent des précipitations brè$es, peu étendues et intenses.
le+ r#.t+ ha&"+ -une masse d’air chaude pénètre dans une région occupée par une masse d’air plus froide génèrent des précipitations longues, étendues, mais peu intenses.
Les différents instruments permettant la mesure des précipitations sont:
Le pl&3i#$raphe
&et appareil comporte, en dessous de son entonnoir de collecte l'eau de pluie,
;l&ie
un dispositif particulier, permet de déterminer la hauteur de précipitation et sa répartition dans le temps donc son intensité
*ne pièce pi$otante dont les deux compartiments peu$ent rece$oir l’eau de pluie tour % tour -augets basculeurs. Vuand un poids d'eau s'est accumulé dans un des compartiments, la bascule et change de position, ces basculements sont comptés mécani"uement a$ec enregistrement sur papier enroulé, soit électri"uement par comptage d’impulsions )6
Le pl&3i#m5tre
instrument de base de la mesure des li"uides ou solides.
0l indi"ue la "uantité d'eau totale précipitée et recueillie % l'intérieur d'une surface calibrée dans un inter$alle de temps séparant deux rele$és.
)1
Le r-+ea& "#,+er3ati#. est un réseau formé par l'ensemble des stations plu$iométri"ues pour un bassin $ersant ou une région donnés.
0ls fournissent des mesures ponctuelles publiées, par les ser$ices publi"ues, dans des annuaires plu$iométri"ues
)2
Li.te.+it- m#!e..e -im d'une a$erse s'exprime par le rapport entre la hauteur de pluie totale obser$ée durant la durée t de l'a$erse :
i m < ht im : intensité mo!enne de la pluie mmh( mmmi. ou intensité spécifi"ue en prenant en compte la surface l+'
h : hauteur de pluie de l'a$erse mm,
t : durée de l'a$erse h #& mi..
=eux t!pes de courbes déduites des enregistrements d'un pl&3i#$raphe permettent d'anal!ser les a$erses d'une station : )3
La #&r,e "e+ ha&te&r+ "e pl&ie &m&l-e+ représente en ordonnée, pour cha"ue instant t, l'intégrale de la hauteur de pluie tombée depuis le début de l'a$erse.
)
La représentation, sous la forme d'un histogramme, de li.te.+it- de la pluie en fonction du temp+.
)
7n représentant les a$erses sous forme de h!étogrammes, la problémati"ue de la séparation des a$erses se résume comme suit :
1 / #i la précipitation H tombant durant l'inter$alle de temps t "ui les sépare est inférieure % un certain seuil
2 / #i cet inter$alle de temps t est lui>m+me supérieur % une certaine $aleur ))
Lors"ue on étudie des grandeurs comme le+ pr-ipitati#.+ ou les "-,it+ "e r&e d'un point de $ue statisti"ue, statist i"ue, on détermine la probabilité pour "u'une i.te.+it- i ne soit pas atteinte ou dépassée soit inférieure ou égale % une $aleur *i. &ette probabilité est donnée, si l’intensité i représente une $ariable aléatoire, par la relation sui$ante :
On définit le temp+ "e ret#&r T ret#&r T: nombre d’année séparant un é$énement de grandeur donnée d’un second é$énement d’une grandeur égale ou supérieure.
l'unité 1> W-x i: est appelé appelé M probabilité probabilité de dépassement, M fré"uence de dépassement ou encore M fré"uence d'apparition. )/
L'anal!se des pluies a permis donc, de définir deux lois de plu$iosité "ui peu$ent s'exprimer de la manière sui$ante :
m+me fré"uence d'apparition d'apparition > donc donc un m+me temps de de retour : 1 (our une m+me l'intensité d'une pluie est d'autant plus forte f orte "ue sa durée est courte.
2 Ou encore, % durée de pluie égale, une précipitation sera d'autant plus intense "ue sa fré"uence d'apparition sera petite -donc "ue son temps de retour sera grand &es deux lois permettant d'établir les relations entre le+ i.te.+it-+, la "&r-e et la r-%&e.e =ID? d'apparition des pluies peu$ent +tre représentées selon des courbes caractéristi"ues :
)
&es courbes donnant la probabilité de di$erses intensités de pluie de courte durée pour di$erses durées en un lieu donné
La notion de fré"uence est exprimée par la notion de temps de retour
0l s’agit d’une famille de courbes, dont chacune représente une certaine période de retour exprimée en années =onc pour une durée de pluie donnée, plus le temps de retour est grand et plus l’intensité mo!enne maximale sera importante.
)
La +tr&t&re "&.e a3er+e est définie comme la distribution de la hauteur de pluie dans le temps.
&ette distribution influence le comportement h!drologi"ue du bassin $ersant
/6
Le+ m-th#"e+ "0 -3al&ati#. r-$i#.ale "e+ pr-ipitati#.+, les plus couramment utilisées sont: les méthodes de calcul de mo!ennes les méthodes d'interpolation des données plu$iométri"ues collectées localement.
=onc ces méthodes permettent le calcul des lames d'eau mo!ennes % l'échelle du bassin, la cartographie des précipitations, et le calcul de h!étogrammes mo!ens.
(armi e+ m-th#"e+ pour calculer la m#!e..e "e+ pl&ie+ % partir de l'ensemble des mesures ponctuelles obtenues % plusieurs stations plu$iométri"ues sur le bassin ou % proximité, on distingue: /1
La 1-re méthode : la m#!e..e arithm-ti%&e: "ui consiste % calculer la mo!enne arithméti"ue des $aleurs obtenues aux stations étudiées, s'appli"ue uni"uement si les stations sont bien réparties et si le relief du bassin est homogène.
la 2-me méthode : des p#l!$#.e+ "e Thie++e.: elle con$ient "uand le réseau plu$iométri"ue n'est pas homogène spatialement -plu$iomètres distribués irrégulièrement.
on trace une série de segments de droites reliant les stations plu$iométri"ue. On élè$e des perpendiculaires au centre de chacune des droites C les intersections de ces perpendiculaires déterminent des pol!gones /2
La précipitation mo!enne pondérée ;m#! pour le bassin, se calcule en effectuant la somme des précipitations ;i de cha"ue station, multipliées par leur facteur de pondération =+&rae Ai?( le tout di$isé par la surface totale A du bassin. La précipitation mo!enne sur le bassin s'écrit : ;m#! < Ai ' ;i A
;m#! : précipitation mo!enne sur le bassin, Ai : superficie du pol!gone associée % la station i. ;i : précipitation enregistrée % la station i, A : surface totale du bassin - Ai ,
/3
La 8-me méthode : "e+ i+#h!5te+ est la plus rigoureuse , elle est fondée sur l'utilisation des isoh!ètes.
Les isoh!ètes sont des lignes de m+me plu$iosité . PrXce aux $aleurs plu$iométri"ues ac"uises aux stations du bassin et aux stations a$oisinantes, on peut tracer le réseau d'isoh!ètes.
0l existe auourd'hui des méthodes automati"ues "ui effectuent le tracé d'iso$aleurs par des mo!ens statisti"ues . /
Lors"ue les courbes isoh!ètes sont tracées, la pluie mo!enne ;m#! peut +tre calculée de la manière sui$ante
A3e : ;m#! : précipitation mo!enne sur le bassin, A : surface totale du bassin, Ai : surface entre deux isoh!ètes i et i91, F : nombre total d'isoh!ètes, ;i : mo!enne des hauteurs h de précipitations entre deux isoh!ètes i et i91'
/
L’un des mo!ens permettant l'estimation d'une lame "ea& pr-ipit-e sur le bassin $ersant: c’est % partir d'une hauteur de pluie ponctuelle tout en tenant compte de l'hétérogénéité des précipitations est l'utilisation d'un #eiie.t "0a,atteme.t ou de r-"&ti#..
=ifférentes définitions de coefficients d'abattement existent:
(our certains é$ènement plu$ieux, la hauteur des précipitations tombant sur une surface diminue lors"u'on s'éloigne de l'épicentre de l'a$erse.
On peut définir le coefficient d'abattement comme le rapport de la pluie mo!enne de fré"uence donnée % la pluie ponctuelle de m+me fré"uence.
/)
&ette condition de la pluie sur la surface est asse bien respectée pour une région homogène et peut s'appli"uer dans le cas de petits bassins $ersants:
A3e : F : coefficient d'abattement( ;m : pluie mo!enne sur la surface, de fré"uence donnée, ; : pluie ponctuelle de m+me probabilité.
//
On peut tracer des courbes donnant la $aleur de ce rapport, appelé #eiie.t "a,atteme.t #& "e r-"&ti#. , en fonction de la surface considérée et de la durée ou de la hauteur de précipitation.
=onc ce graphi"ue représente la relation entre la hauteur de précipitation, surface et durée de l’a$erse.
/
0l permet principalement de déterminer la hauteur maximale de pluie d’une précipitation sur une one en fonction de la surface de cette one, pour une durée de précipitation donnée. 0l permet de calculer le coefficient d’abattement "ui n’est autre "ue le rapport de la hauteur de la lame d’eau mo!enne -sur l’ensemble de la surface % la hauteur de la lame d’eau maximale -% la $erticale du centre de l’a$erse.
/
CHA;ITRE I
EA;ORATION ET EA;OTRANS;IRATION
6
L0-3ap#rati#. se définit comme étant le passage de la phase li"uide % la phase $apeur, il s'agit de l'é$aporation ph!si"ue.
Les plans d'eau et la cou$erture $égétale sont les principales sources de $apeur d'eau.
On parle de sublimation -tranformation lors du passage direct de l'eau sous forme solide -glace en $apeur.
Le principal facteur régissant l'é$aporation est la radiation solaire.
Le terme -3ap#tra.+pirati#. englobe l'é$aporation et la transpiration des plantes.
1
1er ph-.#m5.e 0e+t:
;h!+i%&e : l0-3ap#rati#. "ui inter$ient dans l’atmosphère % la +&rae "e+ la+ et des #&r+ "0ea& ainsi "ue "& +#l .& donc c’est l0-3ap#rati#. p#te.tielle =E;? .
2
2-me ph-.#m5.e+ 0e+t: Bi#l#$i%&e : la transpiration pro$ient de la #&3ert&re 3-$-tale
On distingue l-3ap#tra.+pirati#. p#te.tielle ET; "ui est le pou$oir é$aporant de l'atmosphère sur un sol a$ec cou$ert $égétal disposant de l'eau en abondance -St#P "0ea& imp#rta.t.
L-3ap#tra.+pirati#. r-elle ETR correspond % la perte en eau d'un sol en man"ue d’eau -+t#P "0ea& ai,le.
3
L0-3ap#tra.+pirati#. r-elle ETR est liée % l0-3ap#tra.+pirati#. p#te.tielle ET; et de la "uantité d’eau présente dans le sol.
O. "i+ti.$&e : ? L0-3ap#tra.+pirati#. r-elle =ETR? : somme des "uantités de $apeur d'eau é$aporées par le sol et par les plantes
"uand le sol est % une certaine humidité et les plantes % un stade de dé$eloppement ph!siologi"ue et sanitaire spécifi"ue C
? L0-3ap#tra.+pirati#. p#te.tielle =ET;? ou -3ap#tra.+pirati#. "e r--re.e =ET? &’est la "uantité maximale d'eau susceptible d'+tre perdue en pha+e 3ape&r , sous un climat donné, par un cou$ert $égétal continu spécifié -gaon bien alimenté en eau et pour un $égétal sain en pleine croissance. 7lle comprend donc l-3ap#rati#. de l'eau du sol et la tra.+pirati#. du cou$ert $égétal pendant le temps considéré pour un terrain donné.
)
L-3ap#rati#. est une des composantes fondamentales du !le h!"r#l#$i%&e et son étude est essentielle pour connaStre le potentiel h!dri"ue d'une région ou d'un bassin $ersant. La pl&ie peut +tre retenue par la $égétation, puis redistribuée en une partie "ui s'é$apore et une autre "ui est retransmise au sol par deux $oies :
/
M soit par égouttage % tra$ers du cou$ert $égétale M soit par ruissellement le long des troncs
? La partie n'atteignant amais le sol forme l0i.terepti#.. #on importance est difficile % é$aluer et sou$ent marginale sous nos climats.
=e faQon anal!ti"ue, les pertes par interception s'expriment par la relation sui$ante :
I < ;i @ =;+ 9 ;t? I : interception -pluie n'atteignant amais le sol AmmB, ;i : pluie incidente AmmB, ;+ : pluie atteignant le sol drainée au tra$ers du cou$ert $égétale AmmB, ;t : pluie atteignant le sol par écoulement le long des branches AmmB.
L-3ap#rati#. dépend essentiellement de deux facteurs : 1er ate&r : la "uantité de chaleur % disposition La "uantité d'eau pou$ant +tre é$aporée % partir d'une surface dépend de la "uantité de chaleur pro$enant du soleil. &ette "uantité de chaleur $arie,
6
d'une part, selon les conditions géographi"ues -gradient de latitude,et
M d'autre part, selon l'élé$ation de la surface li"uide par rapport au ni$eau de la mer -gradient altimétri"ue. 1
Les échanges de chaleur entre l'atmosphère, la surface du sol et la surface des lacs et des océans "ui sont les agents de l'é$aporation, s'effectuent par #.3eti#. -mou$ement d’un fluide, a$ec transport de chaleur, sous influence de différences de température et #."&ti#. -action de transmettre de proche en proche la chaleur.
2
&ette énergie échangée est, compensée par un transfert d'eau "ui s'é$apore % un endroit pour se condenser % un autre et retomber sous forme de précipitations.
&es échanges de chaleur entretiennent le c!cle de l'eau.
3
2-me ate&r :Fempérature de l'air et de l'eau Le taux d'é$aporation est une fonction croissante de la température de l'eau. &omme la température de l'eau $arie dans le m+me sens "ue la température de l'air, il est plus facile de mesurer cette dernière.
8-me ate&r :Yumidité relati$e et spécifi"ue de l'air Le déficit de saturation -différence entre la pression de $apeur saturante et la pression de $apeur actuelle peut aussi +tre exprimé d'une autre manière recourant % la notion d@humidité relati$e Hr . &ette dernière s'exprime par la relation sui$ante :
A3e : ea : pression de $apeur d'eau effecti$e ou actuelle, es : pression de $apeur d'eau % saturation.
L'humidité relati$e est donc le rapport entre la "uantité d'eau contenue dans une masse d'air et la "uantité maximale d'eau "ue peut contenir cette masse d'air. Dinsi, lors"u'une masse d'air se refroidit, elle garde la m+me "uantité d'eau. (ar contre, la $aleur de sa "uantité maximale diminue a$ec la température. &ette diminution impli"ue "u'% un certain moment, l'air de$ient saturé car l’humidité relati$e Hr < 1'
Le+ ate&r+ ph!+i%&e+ %&i aete.t l-3ap#rati#. "&.e +&rae dépendent: étroitement des propriétés de cette surface et sont donc $ariables selon "u'il s'agit de l'é$aporation % partir : L-3ap#rati#. "&. +#l .& est conditionnée par les m+mes facteurs météorologi"ues "ue ceux inter$enant dans l'é$aporation "&.e +&rae "ea& li,re.
Foutefois, si la "uantité d'eau % disposition n'était pas un facteur limitant dans le cas de l'é$aporation % partir "&.e +&rae "ea& li,re, elle le de$ient dans la situation "&. +#l .&.
"0&.e +&rae+ "ea& li,re' =épend non seulement de propriétés ph!si"ues et géométri"ues de cette surface -profondeur, étendue mais aussi des propriétés ph!si"ues de l'eau -outre la température dé% é$o"uée ci>dessus, on peut citer la salinité.
='une manière générale, la différence entre une +&rae "ea& li,re pe& pr##."e et une +&rae "ea& li,re pr##."e réside dans la sensibilité de la première aux $ariations climati"ues saisonnières. tandis "u'une +&rae "ea& li,re pr##."e, de par son inertie thermi"ue, présentera une réponse é$aporat i$e nettement différente. &ependant, les $olumes totaux é$aporés peu$ent +tre sensiblement les m+mes dans les deux cas.
)
L-3ap#tra.+pirati#. "&. +#l #&3ert par "e la 3-$-tati#. est difficile % estimer. Les chercheurs sont arri$és % déterminer les besoins en ea& "e+ <&re+, é"ui$alent % lETM# par la correction de l-3ap#tra.+pirati#. p#te.tielle =ET? d'une <&re "e r--re.e, "ui est normalement le gaon, par un coefficient appelé Z#eiie.t <&ral =P? en utilisant la formule sui$ante :
ETM=<&re? < P ET
/
L0e+timati#. "e+ ta&* "-3ap#rati#. "e+ .appe+ "0ea& li,re peut +tre mesurer expérimentalement par des bacs d’é$aporation
L'-3ap#tra.+pirati#. peut +tre mesurée aussi expérimentalement % l'aide de cases l!simétri"ues .
&’est un bac exposé en plein air "ui contient un sol cou$ert d'un certain t!pe de $égétation, ou laissé % nu, dont on é$alue la "uantité d'eau infiltrée et drainée par rapport % celle apportée par les précipitations.
L0-3ap#tra.+pirati#. peut +tre estimer aussi indirectement % l'aide des formules empiri"ues et théori"ues "ui combinent des $ariables climati"ues: Th#r.thaite : formule "ui est $alable dans les r-$i#.+ +emi ari"e+ et +emi pl&3ie&+e+ ,
166
161
162
163
CHA;ITRE INILTRATION ET ECOULEMENTS
16
Le+ -#&leme.t+ représentent une partie essentielle du c!cle h!drologi"ue. On a dé% $u "ue l'eau précipitée sur un bassin $ersant $a se répartir en eau interceptée, é$aporée, infiltrée et écoulée.
16
La "uantité d'eau collectée dans ce bassin $ersant puis transportée par la ri$ièreC résultera: =es précipitations directes % la surface du cours d'eau et des écoulements de surface et souterrain par$enant % son exutoire.
La proportion entre ces deux t!pes d'écoulements est définie par la "uantité d'eau infiltrée dans le sol. 16)
L'estimation de li.iltrati#. permet de déterminer : "uelle fraction de la pluie $a participer % l'écoulement de surface,
et "uelle fraction $a alimenter les écoulements souterrains et participer % la recharge des nappes souterraines
16/
Li.iltrati#. "ualifie le transfert de l'eau % tra$ers les couches superficielles du sol, lors"ue celui>ci est exposé % une submersion -inonder.
Lea& "i.iltrati#. remplit en premier lieu les interstices du sol en surface et pénètre par la suite dans le sol sous l'action de la gra$ité et des forces de succion -aspirer. 16
Le r-$ime "i.iltrati#. i=t? , nommé taux d'infiltration ( "ui désigne le flux d'eau pénétrant dans le sol en surface.
La #."&ti3it- h!"ra&li%&e 7 +at&rati#. F+ est un paramètre essentiel de l'infiltration. 0l représente la $aleur limite du taux d'infiltration si le sol est saturé et homogène. Li.iltrati#. &m&lati3e( I=t? , est le $olume total d'eau infiltrée pendant une période donnée. 7lle est égale % l'intégrale dans le temps du régime d'infiltration : 16
Li.iltrati#. &m&lati3e( I=t? , c’est le $olume total d'eau infiltrée pendant une période donnée. 7lle est égale % l'intégrale dans le temps du régime d'infiltration :
A3e : I=t? : infiltration cumulati$e au temps t AmmB, i =t? : régime ou taux d'infiltration au temps t AmmhB. =onc le régime "i.iltrati#. dépend : du régime d'alimentation -irrigation, pluie,
de l'état d'humidité et
des propriétés du sol.
116
La apait- "0i.iltrati#. : représente le flux d'eau maximal "ue le sol est capable d'absorber % tra$ers sa surface, lors"u'il reQoit une pluie efficace ou s'il est recou$ert d'eau.
7lle dépend, par le biais de la conducti$ité h!drauli"ue F+ de : ? la texture et de la structure du sol, de ? la teneur en eau initiale du profil et de ? la teneur en eau imposée en surface.
La per#lati#. -pénétration, désigne l'écoulement $ertical de l'eau dans le sol en direction de la nappe phréati"ue, sous la seule influence de la gra$ité.
&e processus suit l'infiltration et conditionne directement l'alimentation en eau des nappes souterraines.
111
La pl&ie .ette représente la "uantité de pluie "ui ruisselle sur la surface du terrain lors d'une a$erse.
La pluie nette est déduite de la pluie totale, diminuée des fractions interceptées par la $égétation et stoc4ée dans les dépressions du terrain.
Li.iltrati#. est conditionnée par les principaux facteurs : Le t!pe "e +#l -structure, texture, porosité > Les caractéristi"ues de la matrice du sol influencent les forces de capillarité et d'adsorption dont résultent les forces de succion -aspirer, "ui elles>m+mes, régissent en partie l'infiltration.
La #mpati#. "e la +&rae "& +#l due % l'impact des gouttes de pluie -battance ou % d'autres effets -thermi"ues et anthropi"ues
112
L'utilisation de lourdes machines agricoles dans les champs peut a$oir pour consé"uence la dégradation de la structure de la couche de surface du sol et la formation d'une croNte dense et imperméable % une certaine profondeur &ette figure montre les différentes é$olutions du régime d'infiltration au cours du temps selon le t!pe de sol.
113
La #&3ert&re "& +#l :
/ La $égétation influence positi$ement l'infiltration en ralentissant l'écoulement de l'eau % la surface, lui donnant plus de temps pour pénétrer dans le sol. / Le feuillage protège le sol de l'impact de la pluie et diminue par $oie de consé"uence le phénomène de battance.
La t#p#$raphie et la m#rph#l#$ie / *ne forte pente fa$orise les écoulements au dépend de l'infiltration.
Le "-,it "alime.tati#. -intensité de la précipitation, débit d'irrigation.
La te.e&r e. ea& i.itiale "& +#l :
/ L'humidité du sol est un facteur essentiel du régime d'infiltration, car les forces de succion sont aussi fonction du taux d'humidité du sol. Le régime d'infiltration au cours du temps é$olue différemment selon "ue le sol est initialement sec ou humide. 11
La $ariabilité spatiale et temporelle de la teneur en eau dans le sol est décrite par des profils d'infiltration ou profils h!dri"ues -courbe de $ariation d’humidité d’un sol en fonction de la profondeur, représentant la distribution $erticale des teneurs en eau dans le sol, % différents instants donnés.
11
=ans un sol homogène et lors"ue la surface du sol est submergée, le profil h!dri"ue du sol présente :
une )#.e "e +at&rati#., située immédiatement sous la surface du sol C une one proche de la saturation appelée )#.e "e tra.+mi++i#.( "ui présente une teneur en eau proche de la saturation et en apparence uniforme C et finalement une )#.e "h&mi"iiati#. "ui se caractérise par une teneur en eau fortement décroissante a$ec la profondeur selon un fort gradient d'humidité appelé
r#.t "h&mi"iiati#. "ui délimite le sol humide du sol sec sous>acent.
11)
Winalement la pluie "ui arri$e % la surface du sol ! pénètre asse régulièrement selon un front d'humectation "ui progresse en fonction des apports, selon le eu des forces de gra$ité et de succion. &ette figure montre comment au cours d'une infiltration, la one de transmission s'allonge progressi$ement tandis "ue la one et le front d'humidification se déplacent en profondeur, la pente de ce dernier augmentant a$ec le temps.
11/
Du cours d'une a$erse, la apait- "i.iltrati#. "& +#l décroSt d'une $aleur initiale us"u'% une $aleur limite "ui exprime le potentiel d'infiltration % saturation. 7n fait, la apait- "i.iltrati#. "& +#l diminue très rapidement au début de l'infiltration mais par la suite, la décroissance est plus progressi$e $ers un régime constant, proche de la $aleur de la conducti$ité h!drauli"ue % saturation. &ette décroissance, due essentiellement % la diminution du gradient de pression, peut +tre renforcée par le colmatage partiel des pores et la formation d'une croNte superficielle suite % la dégradation de la structure du sol pro$o"uant la migration de particules.
11
#i l'on compare li.te.+it- "e la pl&ie et la apait- "i.iltrati#. "&. +#l , il existe deux possibilités : Fant "ue l'intensité de la pluie est inférieure % la capacité d'infiltration, l'eau s'infiltre aussi $ite "u'elle est fournie.
Le régime d'infiltration est dans ce cas déterminé par le régime d'alimentation. &'est le cas au début du processus. Le temps nécessaire pour égaler la capacité d'infiltration est $ariable. 0l dépend principalement des conditions antécédentes d'humidité du sol et de l'a$erse. Le temps re"uis est d'autant plus long "ue le sol est sec et "ue le régime d'alimentation est $oisin de la conducti$ité h!drauli"ue % +at&rati#. F+' Lors"ue l'intensité des précipitations est supérieure % la capacité d'infiltration du sol, l'excédent d'eau s'accumule en surface ou dans les dépressions formant des fla"ues, ou bien encore s'écoule en sui$ant les déni$elés topographi"ues.
=ans ce cas, on a atteint le temp+ "e +&,mer+i#. -recou$rir et l'on parle d'infiltration % capacité -le régime d'infiltration est limité par la capacité d'infiltration du sol.
11
&omme la détermination du +e&il "e +&,mer+i#. définit le début de l'écoulement superficiel , on peut alors déduire la lame ruisselée pro$o"uée par une a$erse -$olume du ruissellement di$isé par la surface du bassin $ersant. "ui correspond % la pl&ie .ette .
126
Le r&i++elleme.t #& -#&leme.t "e +&rae On peut distinguer en premier lieu les écoulements rapides des écoulements souterrains plus lents. Les écoulements "ui gagnent rapidement les exutoires pour constituer les crues se subdi$isent en :
/ E#&leme.t "e +&rae #& r&i++elleme.t -mou$ement de l'eau sur la surface du sol C
/ E#&leme.t "e +&,+&rae #& -#&leme.t h!p#"ermi%&e -mou$ement de l'eau dans les premiers horions du sol.
/ E#&leme.t +#&terrai. désigne le mou$ement de l'eau dans le sol.
121
L-#&leme.t "e +&rae ou r&i++elleme.t est constitué par la frange d'eau "ui, après une a$erse, s'écoule librement % la surface des sols.
L'importance de l'écoulement superficiel dépend de l'intensité des précipitations et de leur capacité % saturer rapidement les premiers centimètres du sol, a$ant "ue l'infiltration et la percolation, phénomènes plus lents, soient prépondérants. -"ui a plus d’importance.
122
L-#&leme.t "e +&rae
Dprès interception par la $égétation, il ! a partage de la pluie disponible au ni$eau de la surface du sol : ? en eau "ui s'infiltre et "ui contribue, par un écoulement plus lent % tra$ers les couches de sol, % la recharge de la nappe et au débit de base, ? et en ruissellement de surface dès "ue l'intensité des pluies dépasse la capacité d'infiltration du sol -elle>m+me $ariable, entre autre selon l'humidité du s ol. &et écoulement de surface, oH l'excès d'eau s'écoule par gra$ité le long des pentes, forme l'essentiel de l'écoulement rapide de crue.
123
L'-#&leme.t par "-pa++eme.t "e la apait- "i.iltrati#. "& +#l est considéré comme pertinent pour expli"uer la réponse h!drologi"ue des bassins en climats semi>arides ainsi "ue lors de conditions de fortes intensités plu$iométri"ues. 0l est généralement admis "ue m+me des sols naturels présentant une conducti$ité h!drauli"ue éle$ée en climats tempérés et humides peu$ent a$oir une capacité d'infiltration inférieure aux intensités maximales des précipitations enregistrées. &ependant des crues sont fré"uemment obser$ées pour des pluies d'intensité inférieure % la capacité d'infiltration des sols. =ans ce cas, d'autres processus tel "ue l-#&leme.t +&r "e+ +&rae+ +at&r-e+ en eau, permettent d'expli"uer la formation des écoulements. =es ones de sol peu$ent +tre saturées soit par contribution de l'eau de subsurface restituée par contribution directe des précipitations tombant sur ces surfaces saturées. 12
L-#&leme.t "e +&,+&rae ou -#&leme.t h!p#"ermi%&e comprend la contribution des horions de surface partiellement ou totalement saturés en eau.
&es éléments de subsurface ont une capacité de $idange plus lente "ue l'écoulement superficiel, mais plus rapide "ue l'écoulement différé des nappes profondes.
12
L-#&leme.t "e +&,+&rae #& -#&leme.t h!p#"ermi%&e *ne partie des précipitations infiltrée chemine horiontalement dans les c ouches supérieures du sol pour réapparaStre % l'air libre, % la rencontre d'un chenal d'écoulement.
L'importance de la fraction du débit total "ui emprunte la $oie subsuperficielle dépend essentiellement de la structure du sol. La présence d'une couche relati$ement imperméable % faible profondeur fa$orise ce genre d'écoulement. Les caractéristi"ues du sol déterminent l'importance de l'écoulement h!podermi"ue "ui peut +tre important. &et écoulement tend % ralentir le cheminement de l'eau et % allonger la durée de l'h!drogramme.
12)
L-#&leme.t +#&terrai. #& -#&leme.t "e la .appe Lors"ue la one d'aération du sol contient une humidité suffisante pour permettre la percolation profonde de l'eau, une fraction des précipitations atteint la nappe phréatique.
L'eau $a transiter % tra$ers l' a%&i-re % une $itesse de "uel"ues mètres par our % "uel"ues millimètres par an a$ant de reoindre le cours d'eau. D cause des faibles $itesses de l'eau dans le sous>sol, l'écoulement de base ou écoulement souterrain n'inter$ient "ue pour une faible part dans l'écoulement de crue. =e plus, il ne peut pas +tre touours relié au m+me é$énement plu$ieux "ue l'écoulement de surface et pro$ient généralement des pluies antécédentes. L'écoulement de base assure en générale le débit des ri$ières en l'absence de précipitations et soutient les débits d'étiage . 12/
Bila. a..&el "e+ -#&leme.t+ L-#&leme.t t#tal Et représente la "uantité d'eau "ui s'écoule cha"ue année % l'exutoire d'un bassin $ersant considéré. L'écoulement est la somme des différents termes : -#&leme.t +&periiel E+, -#&leme.t h!p#"ermi%&e Eh et -#&leme.t "e ,a+e -ou écoulement souterrain E, "ui résulte de la $idange des nappes.
Et < E+ 9 Eh 9 E, le #eiie.t "0-#&leme.t t#tal Cet, défini par le rapport entre les "uantités d'eau écoulées et les "uantités d'eau précipitées ; : Cet
12
Tra.+p#rt +#li"e+ "a.+ le+ #&r+ "ea&
Le transport solide est par définition la "uantité de sédiment -ou débit solide transportée par un cours d'eau.
&e phénomène est limité par la "uantité de matériaux susceptible d'+tre transportée -c'est % dire la fourniture sédimentaire.
0l est principalement réglé par deux propriétés du cours d'eau :
12
? Sa #mp-te.e / 7lle est mesurée par le diamètre maximum des débris rocheux "ue peut transporter le cours d'eau. &ette caractéristi"ue est essentiellement fonction de la $itesse de l'eau.
136
? Sa apait- / &'est la "uantité maximale de matériaux solides "ue peut transporter en un point et % un instant donné le cours d'eau. La capacité est fonction de la $itesse de l'eau, du débit et des caractéristi"ues de la section -forme, rugosité, etc..
131
Le transport des sédiments par les cours d'eau est donc déterminé par les caractéristi"ues des particules -taille, forme, concentration, $itesse de chutes et densité des particules. &e "ui permet de distinguer : ? la har$e e. +&+pe.+i#. , constituée de matériaux dont la taille et la densité leur permettent, dans des conditions d'écoulement déterminées, de se déplacer sans toucher le fond du lit.
132
Le transport en suspension est en général constitué de matériaux fins, argiles et colloRdes et "uel"uefois de silts.
&'est sou$ent la seule fraction du débit solide "ui puisse +tre aisément mesurée par rapport % la capacité de mesures, on peut d'ailleurs distinguer la charge échantillonnée de la charge non échantillonnée . =ans la très grande partie des cas, la charge en suspension représente "uantitati$ement un pourcentage très important du transport global.
133
? la har$e "e #." ,formée de matériaux trop gros pour +tre mis en suspension compte tenu de leur densité et de la $itesse du courant. &es particules roulent sur le fond ou se déplacent par saltation . Le transport par saltation correspond % un déplacement par bonds successifs.
13
CHA;ITRE I Le +t#Pa$e et +e+ 3ariati#.+
13
(our compléter l'étude des composantes du c!cle de l'eau, il est indispensable de déterminer le +t#Pa$e "0ea& et ses $ariations. Jappelons "ue l'é"uation du bilan h!drologi"ue peut s'écrire pour une période donnée :
E S E : é$aporation AmmB ou Am 3B, I : $olume entrant AmmB ou Am 3B, O : $olume sortant AmmB ou Am3B, S : $ariation de stoc4age AmmB.
Le +t#Pa$e "ea& se présente sous différentes formes. On peut distinguer trois grands t!pes de réser$oirs ? Les dépressions de la surface du sol dans les"uelles l'eau peut s'accumuler. &'est le stoc4 d'eau de surface. ? Le sol et le sous>sol dans les"uelles l'eau est emmagasinée. &'est le stoc4 d'eau souterraine. ? Les cou$ertures neigeuses et glaciaires "ui constituent le stoc4 d'eau sous forme 13) solide.
La r-te.ti#. "e +&rae comprend toute l'eau accumulée sur, ou au>dessus du sol. 7lle comprend l'eau interceptée par le cou$ert $égétal, l'é$aporation durant les précipitations et le +t#Pa$e "a.+ le+ "-pre++i#.+ du sol "ui est le $olume d’eau emmagasiné dans les petites dépressions du sol us"u'% leur ni$eau de dé$ersement. 7lle ne comprend pas la r-te.ti#. +&periielle "ui est la partie de la pluie "ui demeure % la surface du sol durant la précipitation et "ui ruisselle ou s'infiltre "uand la pluie a cessé.
13/
Foute l'eau captée dans les dépressions de surface, des plus petites, dues % la rugosité du sol, aux plus grandes plaines inondées, lacs, marais, etc., est désignée comme le +t#P "ea& "e +&rae .
? Les petites dépressions de surface "ui se remplissent dès "ue l'intensité des précipitations est supérieure % la capacité d'absorption du sol. Lors d'a$erses suffisamment importantes, ces dépressions sont comblées et le surplus prend part au ruissellement de surface. 13
? Le $olume total d'eau pou$ant +tre retenu dans ces dépressions de surface est appelé apait- "e r-te.ti#. de surface. Dprès l'a$erse, l'eau emmagasinée dans ces dépressions s'infiltre dans le sol, ou est utilisée par les $égétaux ou encore s'é$apore directement. &es dépressions ne sont "ue de petits réser$oirs temporaires, "ui peu$ent agir comme tampons durant une a$erse sur un bassin $ersant.
13
?Les la+ , les plai.e+ i.#."-e+ sont des réser$oirs d'eau de surface, naturels ou artificiels, de $olume et superficie pou$ant +tre très importants. 0ls inter$iennent directement dans le bilan h!drologi"ue par les échanges d'eau a$ec le sol -relations eau de surface>nappe, en fa$orisant l'é$aporation % leur surface ou encore, en retardant l'écoulement en ri$ière par laminage.
16
&ette section s'intéresse % l'eau "ui pénètre dans le sol et ! séourne, un court instant ou de longues années -phase souterraine du c!cle de l'eau. Les contraintes "ui régissent la circulation de l'eau dans toute l'épaisseur du sol et du sous>sol amène % distinguer l'eau du sol et l'eau des réser$oirs souterrains.
? La )#.e .#. +at&r-e, s!stème % trois phases -solide, li"uide, ga ou seule une partie des espaces lacunaires sont remplis d'eau, le reste étant occupé par l'air du sol,
? La )#.e +at&r-e, s!stème % deux phases -solide, li"uide oH tous les pores sont remplis d'eau.
11
La distinction fondamentale entre la one saturée et la one non saturée réside dans le comportement h!drod!nami"ue de l'eau dN % l'effet de l'air et se traduit notamment par une #."&ti3it- h!"ra&li%&e différente. &ependant, les ones saturées et non saturées ne sont pas des domaines séparés, mais font partie d'un s!stème d'écoulement continu.
12
(our faciliter l'étude de l'eau souterraine, nous distinguons toutefois : ? Lea& "& +#l, assimilée % celle se trou$ant dans la one non saturée. La one de l'eau du sol est le siège des racines des $égétaux et constitue surtout une limite supérieure importante des nappes -alimentation, é$aporation C elle est également le lieu de transit de matières et de substances. &es processus font partie du continuum sol>plante>atmosphère.
13
? Lea& "& +#&+/+#l correspondant % celle de la nappe. L'infiltration renou$elle l'eau du sous>sol et des réser$oirs souterrains et entretient, par son circuit dans les a"uifères, le débit de l'écoulement souterrain -débit de base. &elui>ci alimente les sources et les cours d'eau. Le ni$eau de l'eau souterraine est influencé par le régime de percolation de la pluie ou de l'eau d'irrigation % tra$ers la one non saturée. L'étude des réser$oirs souterrains intéresse l’h!drogéologie.
1
Le sol dans sa partie non saturée apparaSt comme un complexe d!nami"ue % trois phases : li"uide, solide et gaeuse. La $ariabilité temporelle et spatiale de la phase li"uide d'un sol se manifeste aussi bien sur le plan "uantitatif "ue "ualitatif. L'é$olution de la "uantité -$olume et de la "ualité -composition de l'eau découle d'une d!nami"ue de transferts liée aux propriétés m+me de l'eau et aux caractéristi"ues du sol.
1
La description "uantitati$e de la phase li"uide du sol repose sur la notion de te.e&r e. ea& ou h&mi"it- "& +#l. &elle>ci $arie principalement en fonction de la structure du sol et de sa porosité. #elon "u'on la rapporte % la masse ou au $olume, la teneur en eau d'un sol peut s'exprimer par : ? La te.e&r e. ea& 3#l&mi%&e ou h&mi"it- 3#l&mi%&e : &’est le rapport du $olume d'eau présent dans le sol au $olume apparent de ce sol -$olume de sol en place. La teneur en eau $olumi"ue $arie entre une 3ale&r mi.imale, la teneur en eau résiduelle r( et une 3ale&r ma*imale, la teneur en eau % saturation +' &elle>ci est en principe égale % la p#r#+it- eiae -définie comme le rapport du $olume des $ides au $olume total du milieu. ? La te.e&r e. ea& p#."-rale ou h&mi"it- p#."-rale : "uantité -masse d'eau contenue dans un échantillon de sol, rapportée % la masse des particules de sol sec. La teneur en eau des éléments minéraux $arie généralement entre et 69. La présence de matière organi"ue augmente cette $aleur "ui peut dépasser 1669 -par exemple les tourbes oH la teneur en eau pondérale peut atteindre 669. 1)
La $ariabilité spatiale et temporelle de la teneur en eau dans le sol est décrite par des pr#il+ h!"ri%&e+ successifs, représentant la distribution $erticale des teneurs en eau dans le sol, % différents instants donnés.
La surface comprise entre deux profils successifs, aux temps t1 et t2, représente le $olume d'eau par unité de surface stoc4é ou perdu dans l'inter$alle de temps . 1/
La 3ariati#. "e +t#P
S entre les #te+ altim-tri%&e+ )1 et )2 durant l'inter$alle de temp+ t < t2 / t1 est représentée par la surface de profondeur unitaire comprise entre ces deux profondeurs et les deux profils h!dri"ues correspondants
1
La "uantification des flux repose sur l'application de l@ -%&ati#. "e #.ti.&it-. La loi de continuité exprime "ue la $ariation de la teneur en eau dans le temps est égale aux $ariations spatiales du flux :
: $ariation de la teneur en eau Am 3m3B [ .166A9B, $aleur positi$e ou négati$e sui$ant "ue le sol perd ou stoc4e de l'eau C % : $ariation du flux transitant AmmhB C ) : $ariation de la profondeur AmmB C t : $ariation du temps AhB.
1
On a alors les é"uations sui$antes :
OH :
% : $ariation du flux transitant AmmhB C %)1 et %)2 : flux d'eau mo!en entre t1 et t2 % tra$ers les sections de cote respecti$es )1 et )2( t : inter$alle de temps compris entre t1 et t2, S )2 / )1 : surface comprise entre les deux profils h!dri"ues et les profondeurs )1 et )2.
16
CHA;ITRE II Etat -.er$-ti%&e "e lea& "a.+ le +#l
11
La "!.ami%&e "e lea& résulte de l'action de différents champs de forces aux"uelles elle est soumise : force de gra$ité, de capillarité, d'adsorption, etc. On parle d’ea& $ra3itaire lors"ue l'effet de la gra$ité est prépondérant, d@ea& apillaire lors"ue l'effet des forces de capillarité prédomine, ou encore d@ea& h!$r#+#pi%&e pour signaler la supériorité des forces d'adsorption. Le concept de potentiel total de la phase li"uide permet de "uantifier l'état énergéti"ue de l'eau du sol et de décrire son comportement au sein du s!stème sol>plante>atmosphère.
12
0l s'exprime de faQon courante par la notion de la har$e h!"ra&li%&e t#tale H( définie comme la somme des énergies potentielles de pression et de gra$ité, rapportée % l'unité de poids de li"uide :
H
D$ec : H : charge h!drauli"ue AmB, c'est>%>dire la pression exprimée en hauteur d'eau é"ui$alente, soit la pression exercée par une colonne d'eau $erticale de m+me hauteur C h : charge de pression AmB, c'est>%>dire la pression effecti$e de l'eau du sol, en hauteur d'eau, par rapport % la pression atmosphéri"ue C ) : charge de gra$ité AmB, c'est>%>dire la hauteur de l'eau au>dessus du plan de référence.
13
La distribution des potentiels de pression, de gra$ité et du potentiel total dans le sol le long d'une $erticale est représentée graphi"uement par des pr#il+ "e har$e de pression, de gra$ité et de charge totale .
Char$e h!"ra&li%&e
Char$e "e pre++i#.
Char$e "e $ra3it-
Les mou$ements d'eau dans le sol, leur direction et leur importance sont régis par les différences d'énergie potentielle totale de l'eau, celle>ci se déplaQant d'un point % énergie éle$ée $ers un point de plus basse énergie, pour tendre $ers un é"uilibre 1
La l#i Dar! "e #mp#rteme.t "!.ami%&e "e la pha+e li%&i"e d'un sol traduit l'existence d'une relation entre les forces aux"uelles est soumis le fluide et sa $itesse d'écoulement.
% : flux transitant AmmhB H : charge h!drauli"ue totale AmB $ : profondeur % partir de la surface du sol AmB F+ : conducti$ité h!drauli"ue % saturation AmmhB. =eux cas sont % distinguer selon "ue l'on se situe en milieu +at&r- ou non. =ans le cas d'un milieu non saturé, la conducti$ité h!drauli"ue n'est plus constante C elle $arie a$ec la teneur en eau % tout comme la pression effecti$e de l'eau du sol "ui est négati$e. 7n milie& +at&r-, la pression effecti$e de l'eau du sol est positi$e C elle correspond % la profondeur de submersion en dessous de la surface d'eau libre. 1
Li.iltrati#. et la per#lati#.
1)
8/ Li.iltrati#. et la per#lati#. L0i.iltrati#. désigne le mou$ement de l'eau pénétrant dans les couches superficielles du sol et l'écoulement de cette eau dans le sol et le s ous>sol, sous l'action de la gra$ité et des effets de pression. La per#lati#. représente plut;t l'infiltration profonde dans le sol, en direction de la nappe phréati"ue. Le ta&* "i.iltrati#. est donné par la tranche ou le $olume d'eau "ui s'infiltre par unité de temps -mmh ou m3s.
La apait- "i.iltrati#. est la tranche d'eau maximale "ui peut s'infiltrer par unité de temps dans le sol et dans des conditions données. Li.iltrati#. est nécessaire pour renou$eler le stoc4 d'eau du sol, alimenter les eaux souterraines et reconstituer les réser$es a"uifères.
1/
L0i.iltrati#. peut +tre mesurée expérimentalement % l'aide de cases l!simétri"ues
*ne case l!simétri"ue est un bac exposé en plein air "ui contient un sol cou$ert d'un certain t!pe de $égétation, ou laissé % nu,. dont on é$alue la "uantité d'eau infiltrée et drainée par rapport % celle apportée par les précipitations. 1
/ Alime.tati#. "e+ +!+t5me+ h!"r#l#$i%&e+ /1/ Alime.tati#. et perte+ "& ,a++i. h!"r#l#$i%&e/pr-ipitati#. eiae et E3ap#rati#. Le+ pr-ipitati#.+ eiae+ ;E représentent la "uantité d’eau fournie par les précipitations "ui reste disponible % la surface du sol, après soustraction des pertes par é$aporation réelle.
;E < ; / ETR
L0-3ap#tra.+pirati#. est considérée comme une perte par les h!drogéologues. 7lle résulte de deux phénomènes :
1
On calcule l'é$apotranspiration % l'aide de formules empiri"ues comme celle de Th#r.thaite( de ;e.ma. ou de T&r.
Th#r.thaite : formule "ui est $alable dans les régions semi arides et semi plu$ieuses
ET; < 1(V * =1 t i ? W ET; : en cm pour un mois théori"ue de 36 ours et une durée théori"ue d’éclairement de 12h sur 2h t : température mo!enne mensuelle en G& i : indice thermi"ue annuel, il est égal % la somme de 12 indices thermi"ues mensuels i < =t? 1(14 W \ =1(V 1? * i 9 (? 1)6
La #rm&le T&r : $alable dans une one oH l0atm#+ph5re .0e+t pa+ tr5+ +5he -humidité relati$e supérieure % 69 :
ET; < (4 =I$ 9 ? =tt91?
I$ : radiation globale du mois considéré exprimé en calcm 2our (our le mois de fé$rier le coefficient 6,6 est réduit % 6,3/.
t : température mo!enne mensuelle en G&
Da.+ le+ )#.e+ ari"e+ ou en p-ri#"e+ +5he+ oH l0h&mi"it- relati3e =hr? est inférieure % 69 on utilise la formule sui$ante: ET; < (4 =I$ 9 ? =tt91? =19=/hr?X?
1)1
On retiendra uni"uement la #rm&le "e T&r établie % partir des obser$ations faites sur 2 bassins $ersants situés sur t#&+ le+ limat+ "& $l#,e :
&onnaissant la pr-ipitati#. et l0-3ap#tra.+pirati#. p#te.tielle au ni$eau d’une région, nous pou$ons classer les régions en fonction du rapport ;ET; dans des ones d’aridité sui$antes : 6,2];ET;] 6, : +emi ari"e 6,63];ET;] 6,2 : ari"e
;ET; est inférieur -] 6,63 : h!per ari"e 1)2
V/ Alime.tati#. "& ,a++i. h!"r#l#$i%&e/I.iltrati#. L’eau des précipitations est répartie % la surface du sol en deux parties fixes con$entionnelles et inégales :
/ le r&i++elleme.t =R? "ui alimente l’écoulement de surface - Q+?( directe, rapide % la surface du sol. 0l est collecté par le réseau h!drographi"ue.
/ L0i.iltrati#. = I ? est la "uantité d’eau franchissant la surface du sol, elle renou$elle les stoc4s d’eau souterraines et entretient le débit de l’écoulement souterrain des s orties après circulation dans les formations h!drogéologi"ues perméables du sous sol.
La ha&te&r "0i.iltrati#. ou la lame "0ea& i.iltr-e est la "uantité d’eau infiltrée % tra$ers la surface du sol pendant une durée déterminée. 7lle est exprimée en mman.
Le ta&* "0i.iltrati#. est le rapport entre la hauteur d’infiltration et une hauteur de précipitation efficace. 1)3
L0alime.tati#. +p-ii%&e est le "uotidien des "uantités d’eau globales apportées en mo!enne % une nappe,
pendant une durée définie par l’aire de l’a"uifère considérée, elle s’exprime en l+ 4m2.
V/1/ Alime.tati#. "e l0a%&i5re/i.iltrati#. eiae
L’a"uifère est alimentée par l’infiltration efficace IE' &’est la "uantité d’eau "ui par$ient % la surface de la nappe.
Du cours de son traet entre la surface du sol et la surface de la nappe,
l’eau d’infiltration subit des pertes par é$apotranspiration. 1)
X/ D-,it "e l0-#&leme.t t#tal "& ,a++i. h!"r#l#$i%&e
La sortie du bassin h!drologi"ue est mesurée, % son exutoire principal par le débit de l’écoulement total naturel mo!en, Qt ou écoulement total 1)
Le terme naturel impli"ue le fait "ue le débit des cours d’eau du bassin n’est pas modifié par des inter$entions humaines. 7n é"uilibre naturel, sur une longue période, l’écoulement total est égal aux précipitations efficaces.
X/1/ D-,it "e l0-#&leme.t +#&terrai. "& ,a++i. h!"r#l#$i%&e et "e l0a%&i5re Le débit de l’écoulement souterrain naturel mo!en représente les sorties du bassin h!drogéologi"ue ou l’a"uifère. &’est>%>dire son drainage par les cours d’eau et l’alimentation des sources du bassin h!drologi"ue. 0l assure le débit des ri$ières en absence de précipitations. Les débits d’étiages sont égaux au débit de l’écoulement souterrain des a"uifères. &’est donc le débit total des eaux souterraines dans les exutoires compris dans le bassin h!drologi"ue : source, surface d’eau libre, dépression fermés et mer. 1))
0l est possible de distinguer selon leur origine, "uatre t!pes de sources : émergence, dé$ersement, débordement et artésienne. Les a"uifères dans les $allées sont en relation étroites a$ec les ri$ières ou les lacs, les"uels les alimentent ou les drainent. Les exutoires peu$ent +tre des dépressions fermées occupées par des lacs ou sèches dans les ones arides -dépressions endoréi"ues. Le long des littoraux les a"uifères affluent $ers la mer a$ec contact eau douceeau salée. 7n é"uilibre naturel, sur une longue période, l’écoulement souterrain est égal % l’infiltration pour le bassin h!drogéologi"ue et % l’infiltration efficace pour l’a"uifère. 7n terme de s!stème, c’est donc le débit des apports, fraction de l’écoulement total ou des précipitations efficace "ui, après a$oir transité a$ec modulation dans l’espace considéré, alimente le débit des écoulements. 0l ne doit pas +tre confondu a$ec le mou$ement de "uantité d’eau dans les a"uifères ou écoulement de l’eau souterraine ou flux souterrain "ui est étudié par l’h!drod!nami"ue souterraine. 1)/
Ce ta,lea& "& ,ila. m#!e. a..&el "0&. a%&i5re 7 .appe apti3e "& #.ti.e.tal i.teralaire "& Sahara +epte.tri#.al a& m 8 + : +&periie V Pm2 =U.e+# 1X2? D-,it "e+ app#rt+
D-,it+ "e+ -#&leme.t+
C#mp#+a.te "& ,ila.
1V
1XX
C#mp#+a.te "& ,ila.
1V
1X
Atla+ Saharie.
2(8
2(8
E*&t#ire T&.i+ie
8(Z
8(4Z
Ti.rhet
(48
(48
#$$ara+ : G#&rara
1(Z
1(Z
L!,ie
(4
(4
#$$ara+ Ti"iPelt
1(4
1(
Dahar S&" T&.i+ie
1(
1(
;er#lati#. 3ertiale Ch#tt+
(8
(2
Gra." Er$ #i"e.tal
8(
8(
;er#lati#. 3ertiale El A,i#"
(
(
T#ta&*
Z(4
Z(4
T#ta&*
Z(1X
Z(2
;r-l53eme.t par +#."a$e+
(82
8(
T#ta&*
Z(4
11(X
;r-l53eme.t+ +&r la r-+er3e
2(Z
1)
Le ta,lea& "& ,ila. $l#,al m#!e. a..&el "e+ $ra."+ "#mai.e+ "& !le "e l0ea& : #.ti.e.t( #-a. et $l#,e' ale&r+ "0ea& e. millier+ "e Pm8 =U.e+# 1XZ?
C#.ti.e.t+
Ba&m$art.er 1X
M#.#$raphie +#3i-ti%&e 1XZ
L3#3ih 1X4
;
ET
QT
;
ET
QT
;
ET
QT
E&r#pe
V(V
8(Z
2(Z
Z(8
(8
8
X(2
4(1
8(1
A+ie
8(X
1Z(
12(2
82(2
1Z(1
14(1
82(X
1(
18(2
Ari%&e
2(X
1X(8
8(4
22(8
1X(X
4(V
2(Z
1V(V
4(2
A&+tralie
X(1
4(X
2(4
X(1
(V
2(
V(4
4(4
2(
Am-ri%&e "& N#r"
1(V
(X
(
1Z(8
1(1
Z(2
18(
X(
V(
Am-ri%&e "& S&"
2Z(
1V(
11(1
2Z(4
1V(2
12(2
2(4
1(
1(4
A.tarti%&e
2(4
(4
2(
2(8
2(8
/
/
/
T#tal
111
X1
4
11
X2
4X
118
X2
41
O-a.+
8Z
42
/ 4
4Z
/ 4X
412
48
/ 41
M#."e
4V
4V
XX
XX
2
2
1)
Z/ A%&i5re( r-+er3#ir "ea& +#&terrai.e L’a"uifère L’a"uifère est un complexe de deux constituants en interaction : le r-+er3#ir et et l0ea& +#&terrai.e: Le terme, ea& +#&terrai.e, désigne toute l'eau contenue ou circulant dans le réser$oir. La fraction mobile est la nappe d'eau souterraine. La première fraction du réser$oir est capaciti$e. 7lle caractérise le stoc4age ou la libération de l'eau souterraine. &es deux actions sont groupées sous le terme d'emmagasinement souterrain de l'eau. La libération de l'eau du réser$oir est pro$o"uée par l'action de la force de la gra$ite -a"uifère % nappe libre ou
par expulsion et décompression -a"uifère % nappe capti$e. 1/6
Z/1 Carat-ri+ti%&e+ ph!+i%&e "& r-+er3#ir Le réser$oir représente la trame solide de la structure de l'a"uifère. L'eau souterraine mobile s'emmagasine et circule dans les $ides du réser$oir, d'oH l'importance de leur étude. &elle>ci porte sur les grandes caractéristi"ues des $ides : morphologie, interconnections et genèse.
Z/1/2 M#rph#l#$ie et i.ter#..eti#. "e+ 3i"e+ Les fonctions, réser$oir et conduite, sont déterminées essentiellement par les dimensions et les interconnections des $ides. &es dernières assurent la continuité du milieu a"uifère. L'étude morphologi"ue des $ides porte sur leur nature, leur forme et leurs dimensions. =eux grands t!pes de $ides, pores et fissures, caractérisent respecti$ement le milieu poreux et le milieu fissuré. 1/1
Z/1/8 Et&"e $ra.&l#m-tri%&e et arat-ri+ti%&e+ "& milie& p#re&*
L’étude L’étude granulométri"ue, ou granulométrie, est l’ensemble des techni"ues permettant de déterminer les caractéristi"ues
ph!si"ues, pétrographi"ues, pétrographi"ues, et géochimi"ues des roches meubles.
a' A.al!+e .al!+e $ra.&l#m $ra.&l#m-tri% -tri%&e &e et param5 param5tre+ tre+ $ra.&l#m$ra.&l#m-tri%& tri%&e+ e+
*ne roche meuble, milieu poreux, est constituée d’un assemblage de particules solides, ou grains.
Leurs caractéristi"ues géométri"ue, leur répartition et leur disposition $ont déterminer le t!pe de réser$oir.
1/2
L’anal!se granulométri"ue a pour but la mesure des diamètres des grains par des paramètres granulométri"ues.
Les dimensions des grains des roches meubles s’étalent dans une gamme, en général continue.
L’anal!se granulométri"ue a pour but le tri, par des tamis standards, des grains en fourchettes de diamètres con$entionnels.
*ne première opération est dons le classement des grains en gammes de diamètres déterminés. &’est>%>dire l’établissement d’une classification granulométri"ue.
1/3
,' ;ha+e+ et la++iiati#. $ra.&l#m-tri%&e+ Les dimensions des grains des roches meubles s’étalent dans une gamme, en général continue. L’anal!se granulométri"ue a pour but le tri,
*ne première opération est dans le classement des grains en gammes de diamètres déterminés. &’est>%>dire l’établissement d’une classification granulométri"ue. par des tamis standards, des grains en fourchettes de diamètres con$entionnels.
1/
' C#&r,e $ra.&l#m-tri%&e &m&lati3e Le traitement statisti"ue des données de l’anal!se granulométri"ue, utilisé en h!drogéologie, est la courbe granulométri"ue cumulati$e. Le couple de données concernant une phase granulométri"ue, diamètre et poids, obtenu par tamisage, est porté sur le graphi"ue
7n ordonnée linéaire les poids cumulés, en grammes, exprimés en pourcentage du poids de l’échantillon étudié.
7n abscisses logarithmi"ues les diamètres des grains, en mm, déterminés par les dimensions des mailles des tamis C 1/
Le graphi"ue obtenu est la courbe granulométri"ue cumulati$e. Le sédiment est représenté par le secteur du diagramme positionné sous la courbe. La courbe cumulati$e permet de calculer 2 paramètres granulométri"ues principaux : le diamètre caractéristi"ue, "* et le coefficient d’uniformité, U' Le diamètre caractéristi"ue, "* est mesuré par la $aleur lue abscisse, correspondant % un pourcentage en poids cumulé. Le plus utilisé est le diamètre efficace "1, obtenu par la $aleur 1. &ette $aleur a été fixée con$entionnellement en considérant "ue les grains fins, entraSnés par l’eau en mou$ement obstruent les pores réduisant ainsi leurs dimensions
diamètre efficace des grains "1,
^aleur 1 1/)
Le coefficient d’uniformité, U -sans dimension, attribue une $aleur numéri"ue % la pente de la courbe. 0l est calculé par le rapport sui$ant :
U < "V "1
(ar con$ention, si U est compris entre 1 et 2, la granulométrie est dite uniforme.
#’il est supérieur % 2, elle est $ariée. 1//
/ T!pe+ "ea& +#&terrai.e 0l con$ient de distinguer, pour définir les caractéristi"ues h!drogéologi"ues des réser$oirs, deux t!pes d'eau souterraine :
Lea& $ra3itaire est la fraction de l'eau souterraine libérée par l'action de la force de gra$ité. &'est l'eau mobilisable. 7lle seule circule dans les a"uifères, sous l'action des gradients et alimente les ou$rages de captage et les sources. Le $olume d'eau gra$itaire libéré est fonction du temps d'égouttage et de la granulométrie. 1/
Et lea& "e r-te.ti#. "ui est la fraction de l'eau souterraine, maintenue dans les $ides % la surface des grains par des forces supérieures % celle de la gra$ité. 7lle n'est donc pas mobilisable Dttirée fortement % la surface du solide, elle fait corps a$ec lui et appartient ph!si"uement et mécani"uement % la m+me phase de l'a"uifère, r-+er3#irea& "e 1/ r-te.ti#.
On peut ainsi séparer 2 phases dans la classe de lea& "e r-te.ti#. :
Lea& a"+#r,-e forme un mince film autour des grains, d'une épaisseur de l'ordre du dixième de micron. #a "uantité augmente en fonction in$erse de la granulométrie: > +a,le+ $r#++ier+: 2>9 , +a,le+ i.+: 16>19 , ar$ile+: 6>69
16
L0ea& pelli&laire entoure les particules de sol et leur eau h!groscopi"ue d’une mince pellicule d’épaisseur $ariable -6 % 6,1micron. 7lle peut se déplacer % l’état li"uide par le eu des attractions moléculaires de particules $oisines. L’eau pelliculaire ne peut pas se déplacer par gra$ité C elle ne peut +tre extraite "ue par centrifugation. La teneur des roches en eau pelliculaire $arie de 6 K 9 pour le+ ar$ile+ % 1, K 3 9 pour le+ +a,le+.
11
L0ea& h!$r#+#pi%&e: Les particules du sol sont recou$ertes d’eau "ui imprègne les micropores formant des parcelles isolées retenues par les forces d’adsorption ou d’attraction moléculaire. &es phénomènes d’adsorption des molécules d’eau et des ions sont liés % la surface spécifi"ue du milieu et particulièrement importants pour les minéraux argileux, ce "ui réduit considérablement la possibilité pour l’eau de circuler dans les argiles. &ette eau ne peut se déplacer "u’% l’état de $apeur. 7lle $arie en fonction de la porosité, de l’humidité, de la température et de la pression. 7lle $arie en mo!enne de 1 % 1 9 pour les +a,le+ i.+ #& m#!e.+, de 6,2 % 6, 9 pour les +a,le+ $r#++ier+'
12
L0ea& apillaire remplit les pores et est retenue par des forces dites de capillarité. 7lle est maintenue au dessus de la surface libre de l’eau par la tension superficielle et on distingue l’eau capillaire continue "ui remplit la totalité des pores et l’eau capillaire isolée "ui n’occupe "u’une partie des $ides.
L0ea& apillaire
La hauteur capillaire dépend de la nature des poresC plus les pores sont petits, plus la hauteur est grande. 13
1/ ;aram5tre+ "e+ 3i"e+ Les deux paramètres principaux des $ides sont la p#r#+it-, et la +&rae +p-ii%&e. Fous sont exprimés en référence au 3#l&me t#tal "e l-ha.till#. car la géologie é$alue les $olumes des formations h!drogéologi"ues.
La p#r#+it- t#tale =[t ?, ou p#r#+it-, est la propriété d'un milieu poreux ou
fissuré, de comporter des $ides interconnectés ou non. 7lle est exprimée, en pourcentage, par la relation sui$ante :
;#r#+it- < 3#l&me "e+ 3i"e+ 3#l&me t#tal
&e paramètre est d'une utilisation prati"ue très limitée en h!drogéologie, un réser$oir n'étant amais complètement dépour$u de son eau. &'est pour"uoi les facteurs de la porosité seront étudiés a$ec la porosité efficace. 1
1/1 S&rae +p-ii%&e "e+ $rai.+ #& "e+ i++&re+ La surface spécifi"ue d'un milieu poreux ou fissuré est le rapport de la surface totale des grains ou des parois des fissures, soit % l'unité de $olume d'échantillon -surface $olumi"ue, soit % l'unité de masse -surface massi"ue du solide. &'est le facteur principal des actions ph!sico>chimi"ues d'interface eauroche -phénomènes d'adsorption. 7lle croit fortement lors"ue le diamètre des grains ou la densité des fissures diminuent.
La p#r#+it- t#tale =[t? ou p#r#+it-, des roches est définie comme étant le
pourcentage du $olume des $ides =3? sur le $olume total =t? :
[t =? < 33 3t '1 1
La surface spécifi"ue d’un milieu poreux ou fissuré notée :
S&rae 3#l&mi%&e =m2 m8? < +&rae t#tale "e+ $rai.+ &.it- "e 3#l&me S&rae ma++i%&e =m2 m8? < S&rae t#tale "e+ $rai.+ &.it- "e ma++e La surface spécifi"ue croit fortement lors"ue le diamètre des grains ou la densité des fissures, diminue.
La p#r#+it- t#tale =[t? d'une roche dépend de la forme des grains, de leurs dimensions respecti$es et de leur arrangement. =e plus, le tassement et la cimentation auront tendance % diminuer cette porosité.
1)
;#r#+it- eiae =#.er.e l0ea& li,re?
La p#r#+it- eiae =[e? est définie comme étant le rapport du $olume d'eau gra$itaire -e "ue le réser$oir peut contenir % l'état saturé, puis libérer sous l'effet d’un égouttage complet, % son $olume total - t
[e =? < e t ' 1 C#eiie.t "e r-te.ti#. +p-ii%&e =#.er.e l0ea& "e r-te.ti#.?
Le #eiie.t "e r-te.ti#. +p-ii%&e =[+? est le rapport du $olume d'eau de rétention =r ? retenu par la roche après a$oir éliminé l'eau gra$itaire, au $olume total =t? de l’échantillon.
[+ =? < r t ' 1 1/
L'expression de la p#r#+it- t#tale peut aussi s'écrire :
[t =? <3 t ' 1 < = e 9 r ? t ' 1
[e =? < e t ' 1
1
11/ Le #eiie.t "0emma$a+i.eme.t +#&terrai. =es études et expérimentations, sur le terrain, permettent de mesurer, en place et sur un $olume important, les paramètres de l'emmagasinement de l'eau dans les réser$oirs. #ous l'effet d'un abaissement unitaire de ni$eau piéométri"ue, entraSnant une différence de charge, l'eau est libérée du réser$oir :
dans la%&i5re 7 .appe apti3e par expulsion de l'eau
dans la%&i5re 7 .appe libre par l'action de la force de gra$ité
\
1
=ans la%&i5re 7 .appe li,re, le coefficient d'emmagasinement est égal, en prati"ue, % la porosité efficace.
(ar contre dans la%&i5re 7 .appe apti3e, il est 166 % 1666 -$oir 16666 fois plus petit.
Le #eiie.t "emma$a+i.eme.t, =Ce? est le rapport du $olume d'eau libérée ou emmagasinée par unité de surface de l'a"uifère 1m] % la $ariation de charge h!drauli"ue, h, correspondante. 0l $arie de 6.2 % 6.61 pour le+ .appe+ li,re+ et de 6.661 % 6.6661 pour le+ .appe+ apti3e+'
16
12/ #.alit- S#l @ Ea& S#&terrai.e L’étude du premier a"uifère, sous la surface du sol -a"uifère % nappe libre, montre la présence de haut en bas deux ones caractérisées par la teneur en eau du réser$oir *ne coupe depuis la surface du sol us"u'% la nappe phréati"ue montre la onalité sui$ante:
11
&.e )#.e .#. +at&r-e #& "0a-rati#.( contenant de l'air, de l'eau de rétention inclut l’eau capillaire suspendue et de l'eau gra$itaire en transitC la "uantité d’eau gra$itaire est temporaire, en transit, sou$ent nulle.
7n fonction des teneurs en eau ou de l@humidité "ui croissent $ers le bas, elle est subdi$isée en trois sous ones : 12
#.e "0-3ap#tra.+pirati#., interface solsous>sol, soumises % des $ariations de teneur en eau importantes pro$o"uées par l’infiltration et l’é$apotranspiration. #a profondeur est en relation a$ec le t!pe de sol et le climat C
#.e "e tra.+iti#. oH la teneur en eau est $oisine de la capacité de rétention -rapport du $olume d’eau de rétention au $olume total en pourcentage C
13
&.e )#.e +at&r-e contenant de l'eau de rétention et de l'eau gra$itaireC la partie supérieure est imprégnée d'eau remontant par capillarité. &’est le domaine de l’eau gra$itaire et de la nappe d’eau souterraine. La surface supérieure de cette one est la surface de la nappe "ui ne doit pas +tre confondue, théori"uement, a$ec la surface piéométri"ue. =ans la prati"ue sa limite supérieure est la surface piéométri"ue.
1
#.e ra.$e apillaire, alimentée par l’eau de la one saturée remontant par ascension capillaire. La surface de la nappe passe au sein de cette tranche de terrain. 7lle est en général % une cote supérieure % la surface piéométri"ue. _ais elle n’est pas mesurable sur terrain a$ec précision par des dispositifs opérationnels simples. &’est pour"uoi elle est mesurée par le ni$eau cristaux sa tranche inférieure est rattachée % la one saturée car les $ides libres sont remplis par l’eau capillaire continue. 1
18 / A%&i5re( #."&ite "ea& +#&terrai.e La fonction conduite du réser$oir permet le transport de "uantités d'eau et la transmission d'influences. 7lle est imposée par la structure de l'a"uifère : paramètres géométri"ues et h!drod!nami"ues. La loi de =arc!, établie expérimentalement, est la base de l'h!drod!nami"ue souterraine. 7lle est applicable sur le terrain dans des conditions bien définies.
18/1 L#i "e Dar! (our une m+me charge h!drauli"ue -m+me énergie potentielle, =arc! définit un #eiie.t "e perm-a,ilit- =F?, mesuré en m+, dépendant du t!pe de milieu poreux.
1)
La "uantité d’eau transitant dans ce milieu est proportionnelle % la section totale tra$ersée A, au coefficient de perméabilité F du milieu et % la charge h!drauli"ue H et in$ersement proportionnelle % la longueur h du milieu tra$ersé :
Q =m8 +? < F =m+?'A =m2?' Hh Hh est la perte de charge par unité de longueur, appelée encore gradient h!drauli"ue et noté i
1/
L'expression précédente de$ient donc :
Q < F'A'i Q: débit
A: section de la colonne
i: gradient h!drauli"ue
La perméabilité est l'aptitude d'un réser$oir % se laisser tra$erser par l'eau, sous l'effet d'un gradient h!drauli"ue. 7lle exprime la résistance du milieu % l'écoulement de l'eau "ui le tra$erse. Le coefficient de perméabilité F est le $olume d'eau gra$itaire en m 3 tra$ersant en une seconde, sous l'effet d'une section en m5 orthogonale % la direction de l'écoulement, % la température de 26G&
La 3ite++e "e iltrati#. est égale au rapport de la "uantité d'eau passant en une seconde sur la surface A. &'est également le produit du coefficient de perméabilité par le gradient h!drauli"ue : =m+? < QA < F'Hh H: hauteur de la colonne d’eau
h: hauteur de la colonne de sol
1
La l#i "e Dar! n'est strictement applicable "ue pour des milieux homogènes oH l'écoulement de l'eau est laminaire. 7lle ne peut +tre utilisée en particulier pour les réseaux 4arsti"ues. Le #eiie.t "e perm-a,ilit- est propre % cha"ue réser$oirC il dépend notamment de la porosité efficace et de la $iscosité du fluideC il augmente a$ec la profondeur -l'augmentation de température diminue la $iscosité. 14/ H-t-r#$-.-it- "e+ a%&i5re+ et 3ite++e "-#&leme.t "e+ ea&* +#&terrai.e+ La fraction mobile de l'eau contenue dans les a"uifères -eau gra$itaire détermine les nappes d'eau souterraine. L'écoulement des eaux souterraines entre la one d'infiltration et la one d'exutoire s'effectue par gra$ité. La $itesse d’écoulement des eaux souterraine est déterminée par la perméabilité et la porosité du réser$oir.
1
Dinsi le transfert d'un m+me $olume d'eau sur une distance de 1 4m peut $arier d'une année ou plus en milieu poreux
de "uel"ues mois en milieu fissuré % "uel"ues ours
$oire "uel"ues heures en milieu 4arsti"ue.
266
(our des +#l+ +at&r-+ en eau la $itesse de filtration dépend du t!pe de sol ? #ol sableux : le #eiie.t "e perm-a,ilit- F est compris entre et 16 cmheure ? #ol silteux : le #eiie.t "e perm-a,ilit- F $arie de 2 % 6 cmheure dans un horion A selon le t!pe d’humus. 0l est de l’ordre de 1 mmheure dans les horions B enrichis en argiles. (our les +#l+ .#. +at&r-+ -pluies faibles, air présents dans les pores du sol, P est beaucoup plus faible -6,1 mmheure pour un sol silteux.
*ne couche est réputée imperméable pour des $aleurs de P de l’ordre de 1/ m+. L’eau "ui tombe % la surface du sol commence % humidifier la partie supérieure du sol -"uel"ues centimètres. Le profil h!dri"ue change. &ette augmentation de la teneur en eau en surface ne détermine pas automati"uement un transfert en profondeur : l’eau peut rester retenue dans le sol par des forces de capillarité.
261
Lors"ue la capacité de rétention du sol en eau est dépassée, l’eau descend sous l’effet de gra$ité et humidifie les couches inférieures.
#i l’humidification du sol continue, l’eau finalement atteint la nappe par infiltration :
ce phénomène est très lent et peut demander plusieurs mois.
E. )#.e temp-r-e, la "uantité d’eau infiltrée us"u’% la nappe est estimée % 366mman, soit 16ls par Im 2
262
1/ C#.i$&rati#. "e l0a%&i5re' T!pe+ h!"r#"!.ami%&e+ 1/1 Carte+ pi-)#m-tri%&e+ Les cartes piéométri"ues représentent la distribution spatiale des charges et des potentiels h!drauli"ues. 7lles sont les documents de base de l'anal!se et de la schématisation des fonctions capaciti$es et conductrices du réser$oir, et du comportement h!drod!nami"ue de l'a"uifère. &'est la s!nthèse la plus importante d'une étude h!drogéologi"ue.
263
M#"-li+ati#. "& pr#e++&+ "i.iltrati#.
26
X M#"-li+ati#. "& pr#e++&+ "i.iltrati#. (armi les nombreux modèles existants, on peut retenir deux grandes approches, % sa$oir : ?une approche basée sur des relations empiri"ues, % 2, 3 ou paramètres, ?une approche % base ph!si"ue.
X/1 Relati#.+ empiri%&e+ Les relations empiri"ues expriment une décroissance de l'infiltration en fonction du temps % partir d'une $aleur initiale -soit exponentiellement, soit comme une fonction "uadrati"ue du temps "ui tend $ers une $aleur limite, : en général F+ mais pou$ant +tre proche de éro. &itons % titre d'exemple deux formules empiri"ues
26
