Académie de MontpellierUniversité Montpellier II

Université OVIDIUSConstanta

Institut de Recherche pour leDéveloppement - IRD

THESEprésentée

à l'Université« Ovidius » de Constanta et à l'Université Montpellier IIpour obtenir le DIPLOME DE DOCTORAT

Spécialité: Génie Civil, Génie Mécanique, MécaniqueFormation doctorale: Sciences de l'eau dans l'Environnement ContinentalEcole doctorale: Sciences de la Terre et de l'Eau

ETUDES CONCERNANT LES ECOULEMENTS SUPERFICIELSModélisation spatialisée de l'écoulement

sur le bassin versant de Voinesti - Roumanie

parCarmen PETRESCU MAFTEI

Soutenue le 3 mai 2002 devant le jury composé de :

M. Mihai FLOREA, Professeur à l'Université «Ovidius » Constanta - Président

Directeurs de ThèseM. Pierre CHEVALLIERM. Dumitru Ion ARSENIERapporteursM. Pierre HUBERTM. Radu DROBOTExaminateursM. François BRISSAUDM. Ion GIURMA

Directeur de Recherche à IRDProfesseur, Université « Ovidius » Constanta

Maître de Recherche, Ecole Nationale Supérieure des Mines de ParisProfesseur, Université Technique de Construction de Bucarest

Professeur, Université de Montpellier IIProfesseur, Université Technique « Ghe. Asachi » de Iasi

AVANT PROPOS

Cette étude est le fruit d'une collaboration franco-roumaine entre J'Université de Montpellier

II - Sciences et Technique du Languedoc, l'Institut de Recherche pour le Développement

(IRD) et l'Université «Ovidius » Constanta.

Elle a été dirigée en co-tutelle par Dumitru loan Arsenie, professeur à l'Université «Ovidius »

de Constanta et Pierre Chevallier, Directeur de Recherche à IRD, qui m'ont formé, encouragé,

supporté, critiqué. Je te remercie Pierre pour tout cela, ainsi que pour la confiance que tu m'as

accordée en acceptant de co-diriger cette thèse, pour ton support moral et financier, pour tout

ce que tu m'as appris depuis tant d'années. J'ai envers toi une dette que la réalisation de ce

mémoire ne peut pas l'effacer. Je remercie également à M. Arsenie qui a accepté mon

«amour» pour hydrologie et il a été d'accord avec le sujet de thèse que j'ai lui proposé. Sa

promptitude pour la lecture et relecture de ce manuscrit n'a d'égale que la pertinence de ses

remarques.

Mes remerciements vont ensuite aux membres du jury: M. Mihai Florea, Professeur à

l'Université « Ovidius » de Constanta, qui a bien voulu le présider; M. Pierre Hubert et M.

François Brissaud qui, malgré leurs lourdes charges, ont accepté de juger ce travail et qui

n'ont pas hésité à traverser toute l'Europe pour participer à un jury à 3000 km de leur

maison; M. Radu Drobot et Ion Giurma qui ont bien voulu participer au jury de thèse. Merci

encore à Radu Drobot pour son intérêt, pour son intervention financière dans mes séjours en

France, pour son soutien sans faille dans les moments difficiles et pour sa constante

disponibilité. Son optimisme m'a beaucoup aidé au cours de ces dernières années.

Je voudrais ensuite chaleureusement remercier François Delclaux de la Maison des Sciences

de l'Eau à Montpellier. Il m'a consacré une partie de son temps précieux pour me faire

comprendre le SIG GRASS et ses environnements.

Je ne pourrai jamais oublier Nadia Carluer du CEMAGREF à Lyon, qui partage avec Georges

Marie Saulnier le privilège d'être les seuls européens à ma connaissance qui se sont confronté

avec le modèle TOPOG. Je la remercie vivement pour le temps qu'elle m'a accordé, pour sa

patience, pour son intérêt et pour sa constante disponibilité.

Le modèle TOPOG nous a été généreusement fourni par Rob Vertsey du CSIRO australien. Je

l'en remercie.

Je remercie également lonel Zlate et Marius Petrescu, chercheurs à INMH de Bucarest, pour

les données qu'ils m'ont fournies sur le bassin de Voinesti avec tant de simplicité et

gentillesse. Pour leurs explications et pour leurs informations pratiques, je les remercie

vivement.

Nadine Muther et Monique Oï ont été mes guides dans le labyrinthe des démarches

administratives si compliquées en France. Je les remercie pour leurs conseils et pour toutes les

difficultés résolues.

Je voudrais ensuite chaleureusement remercier les personnes, qui les premières m'ont orienté

vers ce travail et m'ont ouvert la voie qui a conduit jusqu'à cette thèse; je veux parler du

professeur Corneliu Cismaru et de Eftimie Nitescu. Un grand merci pour leur confiance et

pour leurs encouragements.

Une place spéciale doit être réservée à Mmes Lucica Rosu et Lilana Serban. Je les remercie

pour leur très gentil accueil dès mon arrivée à l'Université Constanta et pour leurs

encouragements.

Mes remerciements vont également à MM. Dan Hancu et Mihai Florea qui m'ont déchargée

des nombreuses obligations universitaires au cours des derniers mois.

Ma gratitude va aussi à Cornel Ciurea qui a consacré beaucoup de temps à m'initier aux

techniques de terrain et qui m'a accompagnée dans mes campagnes de terrain.

Je tiens remercier Mirela Popa, Mihai Bejan et Cristi Barbulescu pour leurs conseils et

contributions en informatique, Mon ordinateur n'aurait pu pas fonctionner sans Iulian

Dragomir et Cristi Ursuleanu. Je les remercie vivement.

Nombreux sont aussi ceux qui ont été sollicités à la Maison de Science de l'Eau. Je pense à

Claudine Dieulin-Picard, Patrick Raous, Bernard Cappelaere, Christian Leduc. Un merci

spécial à Cristophe Peugeot pour tout ce qu'il m'a appris pendant mon stage de DEA.

J'embrasse aussi mes équipiers en thèse: Ekasit, Juan Carlos et Mayu et tous mes collègues

de l'Université de Constanta.

Merci au professeur Coca Costache pour les corrections de mon manuscrit.

Mes remerciements vont également à toutes les personnes qui m'ont consacré une partie de

leur temps. Je pense à Elvira et Raymond Zeman, Mirela Sefanescu, Lucia Draghia, Catalina

Nitescu, Angela et Gheorghe Ulea, Dan et Ramona, Dana et Constantin Arosoaie, Ani et

Petrica Bancescu, Alina Barbulescu, Simona Selig, Victor Adamiade. Je les remercie pour

leur soutien et pour leurs encouragements.

Il n'y a pas de mots pour remercier mes parents. Qu'ils sachent que leur exemple de courage,

force et vitalité, leurs efforts et affection, leurs encouragements et critiques ont été pour moi

un réconfort dans les moments difficiles.

Merci à mes enfants pour les sacrifices qu'ils ont acceptés.

Merci à Cornel pour sa patience !

Que ceux qui sont oubliés me pardonnent!

RESUME

Le bassin versant de Voinesti est situé à l'extrémité ouest des Sous Carpates de Courbure en

Roumanie. Le contexte climatique, pédologique et l'occupation du sol confère aux

écoulements une dynamique journalière et saisonnière spécifique.

Cette étude a pour objectif la caractérisation du fonctionnement hydrologue du bassin versant

et la modélisation spatialisée de l'écoulement superficiel sur le bassin versant de Voinesti.

L'analyse de données effectuées à l'échelle du bassin versant souligne l'importance de

l'écoulement superficiel par rapport aux autres composantes de l'écoulement. Al'échelle du

bassin versant, on montre que l'infiltration est limitée aux premiers centimètres du sol et que

l'écoulement dans la partie amont du bassin est contrôlé par les caractéristiques de l'horizon

alluvial.

Une modélisation spatialisée est utilisée pour compléter la compréhension des résultats de

cette analyse. Appliqué au bassin versant de Voinesti, le SIG ArcView a fourni les données

nécessaires pour les modèles hydrologiques ANSWERS (variante intégrée sur le SIG

GRASS) et TOPOG dont la particularité réside dans une représentation de la topographie du

terrain (sur la base sur les courbes de niveau et des lignes de plus grande pente).

L'application de ces deux modèles de nature différente offre une meilleure compréhension du

fonctionnement du bassin versant de Voinesti.

Mot clés: BVR, Roumanie, Sous Carpates, Ecoulement superficiel, SIG, Modélisation

hydrologique

ABSTRACT

The Voinesti watershed is located in the western Sub-Carpathians Romanian Mountains. Theclimatic and pedological context and the land cover confer on the flows specifie daily andseasonal dynamics.This study aims at the characterization hydrological processes and the distributed modeling ofthe surface flow on the Voinesti watershed. The analysis of data carried out on the scale ofthe watershed stresses the importance of the surface runoff compared to the other flowcomponents. At watershed scale, ifs shown that the infiltration is limited to the firstcentimeters of the ground surface and that the flow in the upstream part of the basin iscontrolled by the characteristics of the alluvial horizon.A distributed modeling is used to improve the comprehension of this analysis. Applied to theVoinesti watershed, the ArcView GIS provided the data necessary for the hydrologicalmodeling tools Answers (integrated with the Grass GIS) and Topog whose characteristic liesin a original representation of the topography (based on contour and direct slope lines).The application of both models with their different nature offers a better comprehension of theprocesses in the Voinesti watershed.Key words Research basin, Romania, Sub-Carpathïans Mountains, Surface Runoff, GIS,Hydrological Modeling

SOMMAIRE

IntroductionCHAPITRE 1.CONTEXTE ET METHODES UTILISEES1.1 Objectifs1.1.1 Problématique1.1.2 Conclusions1.2 Méthodologie et outils1.2.1 Types de données1.2.2 Outils et méthodes de gestion et d'analyse1.3 Connaissance relative aux composantes de l'écoulement1.3.1 Principes généraux1.3.2 Conclusions1.4 La modélisation-pourquoi ?1.4.1 Introduction1.4.2 Typologie des modèles1.4.2.1 Modèles distribués (ou spatialisés ou maillés)1.4.2.2 Modèles conceptuels spatialisés ou semi-spatialisés1.4.2.3 Modèles physiques spatialisés1.4.2.4 Modèles physique- conceptuels semi-spatialisés1.4.3 Le choix du modèleCHAPITRE 2 LE MILIEU PHYSIQUE2.1 Introduction2.2 Le domaine des Sous Carpates de courbure2.2.1 Géologie et géomorphologie2.2.2 Contexte climatique2.2.3 Les solsCHAPITRE 4 ANALYSE DE DONNEES4.1 Estimation de l' evapotranspiration4.1.1 Introduction4.1.2 La température de l'air4.1.3 L'ensoleillement4.1.4 La vitesse du vent4.1.5 Comparaison de différentes méthodes d'estimation de l'évapotranspiraton4.1.6 ET calculé par Penman4.2 Caractéristiques hydrodynamiques du sol4.2.1 Analyse de la phase solide4.2.2 Caractéristiques hydrodynamiques4.2.2.1 La teneur en eau4.2.2.2 Conductivité hydraulique à saturation4.2.2.3 Détermination de la relation succion - humidité4.3 Analyse des chroniques pluie-débit4.3.1 Introduction4.3.2 Les précipitations4.3.3 Estimation des crues4.3.3.1 Caractéristiques des crues4.4 Analyse pluie - évapotranspiration4.5 Etude de l'érosion du sol4.5.1 Site expérimental4.5.2 Protocole expérimental

13556778111113141415151617192527293131323754565659616263677374777778879090909496

104107107108

4.5.3 Resultats4.6 SynthèseChapitre 5. Modélisation5.1 Construction du systeme d'information geographique5.1.1 Introduction5.1.2 Petit historique des SIG5.1.3 Application d'ArcView au bassin versant de Voinesti5.2 Application du modèle ANSWERS5.2.1 Généralité à propos des étapes de mise en œuvre d'un modèle5.2.2 Description générale du modèle ANSWERS5.2.3 Variables d'ANSWERS5.2.3.1 MNT5.2.3.2 Données de pluies5.2.3.3 Données de terrain5.2.4 Résultats5.2.4.1 Calage du modèle5.2.4.2 Validation5.2.5 Discussion5.2.6 Pertes en sol5.3 Le modèle TOPOG5.3.1 Historique du modèle5.3.2 Applications du modèle TOPOG5.3.3 L'organisation de TOPOG et ses possibilités5.3.4 Application du modèle au bassin versant de Voinesti5.3.4.1 Variables du modèle TOPOG5.3.4.2 ModélisationCHAPITRE 6 CONCLUSIONS ET PERSPECTIVES6.1 conclusions et perspectives

108113116118118120121129129130133133134134136136138140141143143143144145145154163164

INTRODUCTION

A l'origine, le travail de thèse devait consister dans une étude concernant l'écoulement

superficiel à l'échelle d'un petit bassin versant. Une étude bibliographique importante sur les

composantes de l'eau et sur la modélisation nous a permis de découvrir des aspects de

l'hydrologie et de la modélisation qui portent en eux-mêmes des enseignements. Le travail a

dont été réorienté, d'une part, vers une étude des différentes composantes du cycle

hydrologiques et pas seulement de l'écoulement superficiel, et, d'autre part.vers l'utilisation

de la modélisation qui semble être un moyen facile et rationnel de représenter la distribution

spatiale et temporelle de ces composantes.

Plusieurs études hydrologiques menées dans les Sous Carpates de Courbure ont pennis de

caractériser les grands traits de cette région. A Voinesti en particulier, on observe des

précipitations très variables dans le temps avec des crues sporadiques.

Dans ce contexte, notre étude s'intéresse à la compréhension du fonctionnement hydrologique

du bassin versant de Voinesti et à la modélisation spatialisée de l'écoulement superficiel sur

ce bassin. Le site expérimental se trouve à 50 km de Targoviste, la capitale du département de

Dambovita.

Ce mémoire s'organise en 6 chapitres.

Dans le premier chapitre nous présentons les objectifs de notre étude ainsi que la

méthodologie et les outils utilisés. Après un bref rappel sur les composantes de cycle de l'eau

et l'exposé d'une typologie des modèles hydrologiques, nous expliquons les choix que

modélisation que nous avons faits.

Les deuxième et troisième chapitres sont consacrés à la présentation du milieu physique des

Sous Carpates de Courbure et du bassin versant de Voinesti.

Dans le quatrième chapitre nous présentons une analyse des données mises à notre disposition

par l'INMH ou obtenues dans notre campagne de terrain. Nous proposons une comparaison

entre différentes méthodes d'estimation de l'évapotranspiration potentielle mensuelle, ainsi

que les résultats obtenus pour l'ETP journalière par les méthodes de Penman et de Penman­

Monteith. Ensuite nous faisons une analyse des chroniques pluies-débits afin de sélectionner

des événements pour la modélisation. Enfin, nous caractérisons les sols par l'étude de profils

d'humidité, de la conductivité à saturation et les courbes de rétention hydrique.

2

Le cinquième chapitre est consacré à la modélisation. Il présente les résultats obtenus avec le

SIG ArcView, base de travail des deux applications avant de donner les résultats de -Ia

simulation obtenus avec ANSWERS et TOPOG.

Le sixième chapitre présente les conclusions et les perspectives de notre travail.

Chapitre 1. Contexte et méthodes utilisées

3

4

TABLE DES MATIERS DU CHAPITRE 1

Introduction , 1

CHAPITRE 1. CONTEXTE ET METHODES UTILISEES 3

Connaissance relative aux composantes de l'écoulement. Il

Conclusions 6

Principes généraux Il

Conclusions 13

Typologie des modèles 15

Modèles distribués (ou spatialisés ou maillés) 15

Modèles conceptuels spatialisés ou semi-spatialisés 16

Modèles physiques spatialisés 17

Modèles physique- conceptuels semi-spatialisés 19

Le choix. du modèle 25

Objectifs 5

Problématique 5

Méthodologie et outils 7

Types de données 7

Outils et méthodes de gestion et d'analyse 8

La modélisation-pourquoi ? 14

Introduction 14

1.1

1.1.1

1.1.2

1.2

1.2.1

1.2.2

1.3

1.3.1

1.3.2

1.4

1.4.1

1.4.2

1.4.2.1

1.4.2.2

1.4.2.3

1.4.2.4

1.4.3

5

1.1 OBJECTIFS

1.1.1 Problématique

Il y existe actuellement en Roumanie cinq bassins versants représentatifs, mal distribués sur

le territoire: deux dans la région de Moldavie (à l'Est du pays, BVR de Suha et BVR de

Tutova), un au Sud dans le département de Dâmbovita (le bassin versant de Voinesti), un au

Sud-Est (dans le département de Buzau, BVR d'Aldeni) et un à peu près au centre du pays

(dans le département deBrasov, BVR deCheia). Le bassin versant Voinesti est toutefois le

seul qui soit relativement bien équipé. Nous observons donc que ces bassins versants

représentatifs couvrent la partie Sud sud-est du pays.

La grande question soulevée par les bassins versants collinaires de Roumanie concerne les

processus d'érosion du sol (28% de la superficie agricole de la Roumanie se trouve sur des

versants pentus, dont 44% sur des pentes supérieures à 5%) auxquels sont associés des

glissements de terrain. Ce processus a pris de l'ampleur depuis 1990 à cause de plusieurs

facteurs. Parmi les plus importants, nous distinguons :

• La dégradation des conditions économiques: absence de moyens financiers pour la

maintenance des ouvrages existants ou pour mettre en œuvre d'autres projets

d'aménagement.

• L'évolution des conditions sociales: le remembrement de 1991 à l'occasion de la loi

foncière a fait émerger de petites parcelles de terrain où les travaux agricoles ne respectent

aucune technique anti-érosive. En outre, il n'existe apparemment aucune liaison entre les

petits propriétaires et le comité foncier de chaque village.

Pour attirer l'attention des gestionnaires et des décideurs sur l'importance de telles zones, on

remarque que la perte d'un seul centimètre de sol sur une superficie d'un hectare signifie une

perte comprise entre 130 et 150 tonnes de sol, soit approximativement trois tonnes d'humus.

Or, la durée de la production d'une telle quantité d'humus dépasse souvent une centaine

d'années.

Une autre difficulté est d'ordre méthodologique pour étudier les mécanismes hydrologiques

dans un bassin versant. Trop souvent les approches sont globales ou monographiques.

Face à ces contraintes, d'une part, et à l'importance des BVR pour comprendre les processus

environnementaux, d'autre part, il est, à notre avis, essentiel de réfléchir à la manière de régler

ces problèmes.

6

Les problèmes économiques et sociaux dépassent le cadre de notre étude, mais ils méritent

d'être signalés.

Pour les autres problèmes, il est important de démontrer aux gestionnaires et aux décideurs:

• l'utilité du bassin versant représentatif (BVR) comme outil scientifique permettant de

dépasser les études classiques, parce qu'il remplit quatre fonctions:

• celle de laboratoire de terrain pour :des recherches interdisciplinaires qUI

s'inscrivent dans la durée;

• celle d'observatoire du milieu pour mesurer à long terme les paramètres qUI

contrôlent les processus et déceler d'éventuelles évolutions liées à la variabilité

anthropique et/ou climatiques;

• celle de site de validation de méthodes et d'outils, en permettant de dépasser

l'approche empirique et d'aboutir à une approche scientifique du cycle de l'eau et

des flux associés en passant par la modélisation des fonctionnements;

• celle de lieu de formation pour les chercheurs et étudiants (Ambroise B., 94)

• de quelle manière la modélisation spatialisée peut-elle apporter une aide? L'utilisation d'un

tel outil exige la connaissance des nombreuses données hydrologiques et géographiques. li

est donc important de pouvoir gérer, interpréter et combiner toutes ces données. A cette

fm, il faut créer une base de données informatisée tant de données hydrologiques

(précipitation, débit, évapotranspiration, niveau piézomètrique, teneur en eau, etc.), que

données géographiques (végétation, géologie, pédologie, morphologie, etc.). Parallèlement

il est important de critiquer et d'analyser ces données pour améliorer la compréhension et

l'interprétation du fonctionnement du bassin versant. La technique du S.LG. (Système

d'Information Géographique) s'avère être un outil particulièrement performant car il offre

la possibilité de manipuler les données géographiques tout en intégrant spatialement les

données hydrologiques.

Le bassin versant représentatif de Voinesti a été choisi comme site d'étude; il est

relativement bien équipé et étudié. On peut y exploiter différentes sources de données pour

formuler des hypothèses sur le fonctionnement du bassin. Toutefois ces données de

différentes origines n'ont pas pu être systématiquement vérifiées et n'ont pas donné lieu à une

analyse globale de leur apport à la connaissance des processus en j,eu sur le bassin afin de

dépasser les méthodes globales ou peu distribué auxquelles nous nous sommes limités.

7

Dans ce contexte, les objectifs de ce travail sont: de caractériser le fonctionnement

hydrologique du bassin versant de Voinesti et de modéliser l'écoulement superficiel dans le

but de comprendre les processus afin d'évaluer l'impact de futurs aménagements.

Pour atteindre ces objectifs, nous devons d'abord:

• acquérir une bonne compréhension de la théorie de la modélisation en hydrologie

ainsi que de l'utilisation du SIG ArcView

• saisir toutes les données d'observation disponibles sous forme numérique ;

• analyser et critiquer les données de manière à comprendre le fonctionnement

hydrologique du milieu. Il s'agit en particulier de décrypter le signal pluie, afin de

déterminer quelles sont les informations nécessaires et suffisantes pour la

simulation du ruissellement et de l'érosion du sol;

• constituer une base de données fiable.

1.2 METHODOLOGIE ET OUfILS

La notion même de données implique une organisation, une gestion, un stockage de

l'information, puis une analyse .et un traitement de ces données.

La démarche de cette étude suit le schéma de la Figure 1.

QI dispose de données hydrologiques et de données géographiques.

Les variables mesurées constituent, d'une part, les, entrées du modèle (précipitations,

température, teneur en eau, etc.) et, d'autre part, des variables de sortie (débit principalement).

Dans le cas particulier du bassin de Voinesti, ces données ne sont disponibles que sous un

format "papier". Il faut dont les transférer en fichiers informatisés.

Les données spatiales concernant la nature du sol, la forme du réseau hydrologique. Elles

permettent d'estimer les paramètres qui interviennent dans les processus hydrologiques. De ce

point de vue, on distingue :

• la végétation (classe d'occupation du sol) ;

• la pédologie (nature et structure interne du sol) ;

• la morphologie (réseau hydrographique, sous-bassins versants, réseau de drainage).

8

'\Collecte des

Données données

-, .....

r'r ,

'\

Hydrologiques Géographiques

-, .....

1 1

(

/ '\Outils et

Outils et méthodes de- méthodes - gestion et- -d'analyse .... d'analyse des

données1,

Intégration desdonnées

Modélisation

Œhur la gestion et le traitement des données pluviométriques et limnimétriques, nous avons

réalisé un logiciel dédié. L'outil ACROPOLE est assure l'administration et l'analyse partielle

9

des chroniques pluies-débits. Il a été écrit pour partie en FORTRAN 90 et pour partie sous

l'application MATLAB. Son architecture comporte trois grande étapes.

tPluviométriques Courbe de tarage Limnimétriques ,-

Fichier pj/rnla Fichier (H,Q) Fichier nj/rnlq

+Interpolation Résoudre Interpolation

Fichier ppj/rnla équation Q=aH" Fichier nnj/rnla

1 1,Calcule intensité Calcule débit

Fichier iij/rnla Fichier dj/rnla

+'Réalisation dugraphique

Hyéto-hydrogramme

1,1"Analyse de chroniques pluies-débits, letemps de monté, de base, séparationl'écoulement direct de l'écoulement debase, coefficient de l'écoulement

Figure 2 L'organigramme du logiciel ACROPOLE

La première étape comporte la gestion des données et une première exploitation de ces

données qui consiste en :

• l'interpolation à un pas de temps fixe pour les données pluviométriques et

limnimétriques

• la détermination de l'expression analytique de la courbe de tarage

• le calcul de l'intensité de la pluie

10

• le calcul du débit en utilisant les fichiers de niveau interpolé et l'expression

analytique de la courbe de tarage

Dans la deuxième étape, nous réalisons le graphique du hyétogramme et de l'hydrogramme

résultant pour un événement «averse-crue ».

Les caractéristiques principales liées aux événements «averse-crue» sont déterminées dans la

troisième étape de ce logiciel. Nous déterminons le temps de montée, tm, le temps de base, th,

le débit de pointe, Qmax en effectuant la séparation entre l'écoulement direct et l'écoulement

de base; on calcule enfin le coefficient d'écoulement.

Pour le calcul de l' évapotranspiration et d'autres paramètres dont nous avons besoin dans

notre étude, le logiciel EXCEL s'avère un outil très facile et performant à utiliser.

Pour les données géographiques, la mise en œuvre d'un SIG s'avère être particulièrement

pertinente car elle offre la possibilité de manipuler de manière conjointe les données

géographiques et les données descriptives.

En hydrologie, l'intégration des données dans un SIG se déroule en plusieurs étapes:

• la numérisation par digitalisation à partir des cartes topographiques, du couvert végétal et

de la pédologie;

• l'analyse de la morphologie: réseau hydrographique et limites des sous-bassins versants à

partir du MNT (Modèle Numérique du Terrain);

• la spatialisation des données des variables de mesure;

• l'organisation et la gestion des fichiers relatifs aux couches d'informations.

Pour l'intégration des données, nous avons choisi d'utiliser le SIG ArcView, outil puissant

qui permet de visualiser, d'explorer et d'analyser les données géographiques. Certaines

extensions d'ArcView sont des programmes complémentaires qui permettent d'exploiter des

fonctionnalités particulières, comme les fonctions hydrologiques.

11

1.3 CONNAISSANCE RELATIVE AUX COMPOSANTES DE L'ECOULEMENT

/.3. I .Principes g;,,;raux

;Iujourd'hui il Ya des théories nouvelles en ce qui concerne le mécanisme de génération de

l'écoulement, des théories qui ont donné lieu à de nouveaux problèmes et de nouvelles

questions. Sans avoir la prétention de développer une nouvelle théorie, nous proposons dans

ce chapitre une typologie et une description relative aux composantes de l'écoulement capable

de générer une crue.

L'une des composantes du processus hydrologique au ruveau du bassin versant est le

processus de l'écoulement. Les différentes composantes de l'écoulement susceptibles de

générer une crue sont: l'écoulement de surface ou ruissellement de surface, l'écoulement

hypodermique ou de subsurface ou retardé que l'on peut traduire comme «écoulement rapide

interne» et l'écoulement souterrain ou l'écoulement de base. L'écoulement de surface se

décompose encore en écoulement superficiel ou hortonien et l'écoulement par saturation.

Pour l'écoulement hypodermique nous pouvons distinguer quatre processus principaux:

l'effet piston, l'écoulement dans les macropores, l'intumescence de la nappe et l'écoulement

de retour.

L'écoulement superficiel ou hortonien apparaît dès que l'intensité de la pluie dépasse la

capacité d'infiltration locale du sol. Cet écoulement par dépassement de l'infiltrabilité n'est

pas le seul processus capable de générer un écoulement de surface pouvant contribuer à la

genèse de crue. Dans les zones où le profil du sol est déjà saturé et où la quantité d'eau

précipitée est supérieure à la transmissivité latérale, elle ne peut pas s'infiltrer et elle s'écoule

en surface. L'écoulement sur surface saturé est favorisé non seulement par les précipitations,

mais aussi par un écoulement latéral d'une nappe profonde ou perchée. Cette saturation

interne est due à la concavité des lignes d'écoulement dans une section verticale, aux pentes

faibles et aux sols peu épais. Généralement ce processus se produit en bas de versant.

Une partie des précipitations infiltrées dans le sol chemine quasi horizontalement dans les

couches supérieures du sol pour rejoindre un chenal d'écoulement. Ce flux est appelé

écoulement de subsurface ou hypodermique. On admet généralement que l'écoulement

hypodermique apparaît dans les couches peu profondes du sol, là où la conductivité

hydraulique latérale est nettement supérieure à la conductivité verticale. Hewlett et Hibbert

cité par (Musy A., 98) et (Ambroise B., 98) ont montré que ce type d'écoulement est en

général trop lent pour contribuer significativement à l'écoulement de crue sur des versants de

forte pente et participent plutôt à l'écoulement de base. Mais ce n'est pas le cas à la base des

12

versantes où intervient un autre mécanisme nommé intumescence de nappe. Ce mécanisme

est lié au rôle de la frange capillaire, proche de la surface, ce qui provoque localement une

augmentation rapide du gradient hydraulique et en conséquence un échange entre la nappe et

le cours d'eau.

Pour expliquer la forte proportion d'eau «ancienne» dans l'hydrogramme de crue, certains

auteurs ont supposé l'existence d'un mécanisme par lequel l'eau «neuve» (reçue par le

versant) pousse l'eau préexistante dans la matrice de sol avant l'événement. Ce mécanisme

nommé «effet piston» suppose qu'une impulsion d'eau reçue par le versant est transmise à

l'aide d'une onde de pression vers l'aval, mécanisme qui provoque une exfiltration immédiate

en bas de versant (Musy A., 98). Même si ce mécanisme est simple à expliquer, l'effet piston

est difficile à distinguer parce qu'une quantité d'eau immobile résiduelle est toujours

accompagnée d'une exfiltration équivalente. Finalement, tous ces processus sont amplifiés par

des écoulements dans les macro pores quand le sol présente une porosité de large ouverture

verticale et/ou latérale importante. Tous les hydrologues attribuent à ce phénomène le rôle

d'accélérateur de la recharge de la nappe tout en favorisant l'effet piston. Cet écoulement peut

justifier donc les écoulements rapides. Comme l'expérience dans ce domaine reste

insuffisante nous ne pouvons pas incriminer les macropores comme seuls responsables. En

effet, si on admet que la contribution des macropores est importante, il faut qu'on admette un

réseau avec une connectivité suffisante pour que l'écoulement atteigne le cours d'eau en

suivant des macropores tout au long de leur trajet. Mais l'existence d'un tel réseau est peu

probable et il faut au que le réseau achemine ce flux au moins jusqu'à une zone saturée qui

contribue directement à l'écoulement dans le cours d'eau. De plus lorsqu'on considère que les

macropores sont la cause unique de l'écoulement hypodermique, la loi de Darcy perd sa

validité l'application d'une modélisation classique devient difficile.

Une autre partie de l'eau infiltrée dans le sol peut percoler plus en profondeur et rejoindre la

nappe.. Cet apport est généralement qualifiée d'eau souterraine et il contribue à la génération

de l'écoulement souterrain ou de base. On sait très bien que cette l'eau se déplace

relativement lentement dans le sol et la question qu'on va se poser est de savoir comment une

telle l'eau peut se retrouver rapidement dans la crue d'un cours d'eau. Il existe toute une

gamme de processus «accélérateurs ». Il s'agit de l'effet piston expliqué dans les paragraphes

antérieurs ou, dans des théories plus avancées, de l'idée relative aux écoulements de

subsurface considérées comme des écoulements souterrains proches de la surface. Mais aussi

il existe des situations dans lesquelles la nappe n'a aucune contribution à la génération des

crues. Ce type de situation se retrouve dans des climats semi-arides et arides où la pluviosité

13

est faible et le régime du cours d'eau parfois temporaire. Dans ce cas, la nappe n'est pas

connectée avec le fond de la rivière et c'est la nappe qui draine le cours d'eau et pas l'inverse.

1.3.2 Conclusions

5Wême si les processus de l'écoulement qui peuvent contribuer à la génération d'une crue

sont multiples, leurs mécanismes restent encore mal compris. L'objectif de cette brève

description est d'illustrer l'extrême variabilité de ces mécanismes et d'évaluer leur importance

sur l'écoulement dans un bassin versant. Nous avons observé que dans la plupart des cas ces

composantes d'écoulement interfèrent. Par exemple, l'écoulement par macropores peut

alimenter une zone saturée ou peut participer à l'effet piston ou bien c'est l'effet piston qui

peut expliquer comment l'eau souterraine se retrouve rapidement dans une crue. Seules des

expérimentations très fines peuvent mettre en évidence l'occurrence de chaque phénomène, la

manière dont elles interfèrent, etc. Nous pouvons probablement trouver des réponses à l'aide

de techniques comme la géochimie ou le traçage isotopiques mais ce n'est pas le but de cette

étude.

Une question qui se pose est de savoir jusqu'à quel point la connaissance exacte de ces

phénomènes est nécessaire. Cela dépend évidemment de l'objectif recherché. Lorsque, par

exemple, nous sommes intéressés par la détermination du débit de pointe ou par simulation

les débits, nous n'avons pas besoin d'un niveau détaillé; c'est vrai aussi pour l'évaluation de

l'érosion du sol. La situation est plus complexe quand il s'agit de simuler non seulement le

comportement et le trajet suivi par un polluant.

14

1.4 LA MODELISATION-POURQUOI?

/.4./ Introduction

'Un modèle est une représentation d'un phénomène physique, afin d'en avoir une meilleure

compréhension ou d'analyser l'influence qu'il exerce. Dans ce concept, un modèle est destiné

à aider répondre à des questions, mais ce n'est pas lui qui propose des questions.

La représentation peut être physique, analogique ou mathématique. Dans le premier cas, le

modèle est une maquette qui reproduit d'une manière adéquate la réalité. Les modèles

analogiques utilisent les similitudes qui existent entre le phénomène à étudier et un autre

phénomène physique. La méthode la plus utilisée est l'analogie entre le courant électrique et

le flux d'eau. Dans ce cas, le modèle est le résultat de l'expression analytique de la complexité

observée ou supposée et se présente généralement sous la forme d'un ensemble d'équations.

Au cours des vingt dernières années, les efforts de la recherche pour la compréhension du

cycle de l'eau dans les milieux naturels (bassins versants, rivières, nappes, etc.), associés aux

développements de I'informatique, se sont concrétisés par l'apparition d'une multitude de

modèles mathématiques, dont l'objectif est:

• de mieux comprendre le fonctionnement du système modélisé;

• de prédire la future distribution des ressources en eau;

• d'évaluer la réponse du système à des différentes sollicitations.

Malgré leur potentiel important, ces outils sont rarement utilisés pour la gestion

opérationnelle de l'eau. Parmi les multiples obstacles, le principal est probablement le peu de

communication entre les modélisateurs et les gestionnaires. Les gestionnaires, non­

familiarisés avec les méthodes de modélisation et les techniques informatiques, sont peu

disposés à mettre en oeuvre des procédures qui leur semblent mystérieuses et secrètes. Un

deuxième obstacle qui peut limiter l'utilisation des modèles pour la gestion de l'eau est

probablement l'insuffisance des données. Il est souvent mentionné dans littérature spécialisée

que les données nécessaires doivent être représentatives. Pour satisfaire cette exigence la plus

part des modélisateurs font appel à des longues séries de données.

Est-ce vraiment justifié ou, comme Sorroshian et al. (1983) le suggèrent, c'est la qualité de

I'information contenue dans les données, qui est le facteur prépondérant?

15 .

1.4.2 Typologie des modèles

Les essais de classifications des modèles mathématiques abondent dans la littérature. Nous

adoptons ici trois classes de détermination, mais d'autres représentations existent:

• modèles déterministes, modèles stochastiques

- un modèle est dit stochastique si certaines des grandeurs impliquées sont des

variables aléatoires représentées par une fonction de distribution de probabilité;

- si aucune de ces grandeurs n'est considérée comme aléatoire, le modèle est

déterministe. La grande majorité des modèles hydrologiques sont de type déterministe.

• modèles empiriques, statistiques, conceptuels, à base physique

- le modèle est dit empirique quand il ne s'intéresse pas à la structure interne d'un

système, mais il utilise des relations directes entre les entrées et les sorties.

- les modèles statistiques tentent d'évaluer un comportement observé en utilisant une

fonction de distribution. Ce sont des modèles inductifs, qui utilisent les observations pour

déterminer la loi adéquate.

- un modèle hydrologique conceptuel essaie de reproduire la réponse d'un bassin

versant en remplaçant la réalité par une idéalisation simplifiée.

- un modèle est dit à bases physiques - ou modèle mécaniste - quand la

conceptualisation du milieu physique et des processus est fondée sur les lois de la physique,

de la biologie, de la thermodynamique, et de la chimie.

• modèles globaux, modèles distribués (ou spatialisés)

Cette différentiation se réfère à la prise en compte de la dimension spatiale du bassin versant.

un modèle global se contente d'une information générale sur la taille du bassin

versant. Les paramètres d'un tel modèle sont considérés uniformes dans l'espace

et/ou dans le temps.

lorsque le modèle tient compte d'une certaine complexité du système et de la

structure spatiale de ses unités, on parle d'un modèle distribué.

1.4~1 Modèles dbtribuès (ou spatialisès ou maillès)

jIctuellement plusieurs modèles spatialisés correspondant à des différentes écoles

hydrologiques sont en phase avancée de développement. En principe, les modèles spatialisés

sont des modèles qui utilisent des entrées et des sorties où les caractéristiques des bassins

16

versants sont distribuées dans l'espace. Le maillage peut être arbitraire ou basé sur des

divisions morphologiques naturelles (découpage en sous bassins) ou hydrologiques (aires

contributives) (Moussa R., 91)

Nous pouvons classer les modèles distribués en trois grands types:

• modèles conceptuels spatialisés ou semi-spatialisés

• modèles physiques spatialisés

• modèles conceptuels semi-spatialisés

1.4.2.2 Modèles eoneeptuels spatialisés ou semi-spaûallsès

Les modèles conceptuels spatialisés ou semi-spatialisés représentent un grand progrès sur les

modèles globaux quand il s'agit d'analyser le fonctionnement interne d'un bassin. Le bassin

versant est discrétisé en unités spatiales (mailles) considérées comme homogènes, qui se

vident les unes dans les autres de l'amont en aval. Ainsi, on a la possibilité de tenir compte de

la répartition spatiale des facteurs et de suivre la genèse et la propagation des débits à

l'intérieur du bassin. C'est le cas du modèle CEQUEAU (Ambroise B., 98).

Un des modèles conceptuels spatialisés en développement aujourd'hui à l'IRD est le modèle

MERCEDES (Bouvier Ch., 99). MERCEDES et un modèle qui applique le principe de

l'hydrogramme unitaire à une structure spatialisé. En résumé, après avoir discrétisé le bassin

versant en mailles carrées régulières, on calcule, par interpolation, pour chaque maille et

chaque pas de temps, la pluie reçue. Ensuite, la pluie brute est transformée en pluie nette en

appliquant une fonction de production. La contribution calculée est intégralement transférée à

l'exutoire. Finalement, l'hydrogramme résultant est obtenu par une sommation des différentes

contributions élémentaires. Parmi les avantages de ce modèle, on peut citer:

• sa capacité à traiter des bassins versants hétérogènes ;

• son application à des bassins versants dont les crues sont dominées par la

composante superficielle ;

• sa forme d'outil de projet et de simulation qui permet de déterminer les effets de

changement localisé sur le bassin tel que la déforestation;

• la souplesse pour traiter l'information géographique;

• une gamme étendue de méthodes de calage et d'analyse de sensibilité.

Les limites actuelles de MERCEDES sont constituées par:

17

• l'indépendance des mailles;

• l'indépendances des vitesses par rapport à la charge hydraulique.

Le modèle ANSWERS (Castro Dos Reis N.M., 96) a été développé par Beasley (1977). C'est

un modèle conceptuel spatialisé capable de prendre en compte la variabilité spatiale des

paramètres qui joue un rôle important dans les processus d'érosion. Il existe une version

récente associé au SIG GRASS qui utilise les informations géographiques pour générer les

variables d'entrées dans le format exigé par ANSWERS. L'objectif de ce modèle est de

simuler aussi bien les processus de surface comme l'écoulement superficiel que les processus

d'érosion du sol.

1.4.2.3 Modèles physiques spatialisés

Les modèles à base physique spatialisés sont des modèles qui décrivent les mécanismes

internes d'un système (bassin versant) ayant comme base les lois de la mécanique, de la

physique, de la thermodynamique, etc. Du point de vue théorique, ces modèles sont

indépendants de tout calage parce que leurs paramètres sont mesurables. Ils permettent une

description théorique unifiée de la plupart des flux observés dans un bassin versant et servent

à modéliser les principaux processus hydrologiques comme:

• l'écoulement de surface à partir des équations de Saint Venant;

• l'écoulement en milieu saturé à partir des équations de Darcy;

• l'écoulement en milieu non saturé à partir des équations de Richards;

• l'évapotranspiration à partir des équations de conservation ou de relations entre

flux.

Parmi les plus connus on peut citer le modèle SHE (Abbott M.B. et al., 87) et, plus

récemment IHDM (Calver A. et al., 96). Le modèle SHE est un modèle adapté à des bassins

versants où la nappe profonde joue un rôle très important.

Le modèle IHDM a une structure intéressante: il découpe le bassin versant en plan versant et

adapte la résolution de mailles à la pente du terrain.· Il semble qu'il soit peu stable

numériquement et utilise une méthode de résolution en éléments finis grande consommatrice

de puissance de calcul (Carluer N., 98).

18

1 Di ...." ••o ,U"•• 'ur "' 'for ••c .. ,ricl •••"'•••

...;-- C...OII, i ....rc.p'io..1110".'

s••u,..... '10. IIIOd.1r".cl.qul.' 1"11.

Figure 3La structure du modèle SHE (extrait de Abbott M.B. et al., 87)

Légende: Evapotranspiration loss model - modèle d'évapotranspiration; rain and snow

input - entrées de pluie et de neige; canopy interception model-modèle d'interception par la

canopée ; snowmelt model -modèle de fonte de neige; overland and channelflow model ­

modèle d'écoulement de surface et de transfert dans le réseau hydrographique; saturatedflow

model - modèle d'écoulement dans la zone saturée ; root model -modèle racinaire.

Un dès modèles à base physique qui peut décrire l'écoulement de surface et le processus

d'érosion du sol sur des petites bassins versant agricole est le modèle KINEROS (Woolhiser

D.A. et al., 90). Le bassin versant est représenté par des plans et des canaux; chaque plan est

décrit par des paramètres uniques, des conditions initiales et la variable d'entrée

(précipitation) et chaque canal est décrit par des paramètres uniques. Actuellement, la version

KINEROS 2 est en développement au Service de Recherche pour l'Agriculture de USDA.

Le modèle TOPOG (Vertessy R. et al., 94), développé par la Division of Water and Land

Ressources du CSIRO australien permet:

• la modélisation de l'écoulement dans la zone non saturée;

• la modélisation de l'écoulement de surface;

• la modélisation de l'écoulement souterrain;

• la modélisation de l'érosion;

19

• la modélisation de transfert de soluté;

• la représentation de la variabilité climatique;

• la modélisation de l'évapotranspiration.

Le modèle utilise un maillage basé sur les lignes de niveau et les lignes de plus grandes

pentes. Ceci permet la représentation des zones convergentes et divergentes sur le bassin

versant étudié et donc la modélisation du ruissellement par affleurement de la nappe,

mécanisme souvent évoqué pour expliquer les pics de crues. Le modèle a été appliqué sur des

petits bassins versants, souvent forestiers.

Il est vrai que ces types de modèles fournissent un cadre conceptuel explicatif satisfaisant

parce qu'ils permettent de tenir compte de la structure spatiale du bassin versant et de simuler

en trois dimensions les écoulements en toutes conditions. Cependant, ce sont des modèles

lourds à exploiter, qui exigent des temps de calcul assez longs et qui ont besoin d'un grand

nombre de données.

1.U4 Modèles physique- conœptuels semi-spatialisès

(Pour dépasser les limites de chacune des approches précédentes (modèles conceptuels trop

peu réalistes, modèles à base physique trop complexes), il est intéressant d'essayer une

modélisation hydrologique qui peut être:

• à base physique, fondée sur les processus réels mais simplifiés;

• semi-spatialisée, fondée sur une discrétisation en unités relativement homogènes, qUI

permettent de tenir compte de la variabilité spatiale de la structure du bassin versant.

La méthode de discrétisation spatiale varie d'un modèle à l'autre: mailles carrées (modèle

couplé), sous-bassins versants (modèle ACRO), éléments de versant (modèle SWATCH et

ModSPa), plans versant et canal (ORAGE), unités hydrologiques (modèle HYDROTEL),

aires contributives (modèle TOPMODEL).

Le modèle couplé (Girard G. et al., 81) a comme objectif la simulation simultanée de

l'écoulement de surface et de l'écoulement souterrain. C'est un modèle déterministe qui

dispose d'une discrétisation spatiale dérivée d'un modèle souterrain à mailles carrées et d'un

modèle de surface également à mailles carrées (Figure 4 A).

A B

20

Figure 4 Le schéma du modèle couplé :le principe multistrates (A) et les échanges avec

l'extérieur (B) 1 -les échanges avec l'atmosphère, 2 -l'exutoire du bassin versant de

surface, 3 -les apports latéraux, 4 -les échanges entre aquifères, 5 -les échanges entre

l'aquifère et la surface (extrait de (Girard G. et al., 81))

Pour schématiser le cycle de l'eau, le modèle distingue cinq fonctions:

• la fonction d'entrée qui constitue la source des apports en eau dans le système

(Figure 4 B).;

• la fonction de production qui répartit les précipitations entre les infiltrations,

l'évapotranspiration, et le stockage;

• la fonction de transfert de surface qui a comme objectif d'acheminer l'eau de surface

par la méthode des isochrones;

• la fonction de transfert souterrain;

• la fonction de transfert surface-souterrain qui calcule les échanges entre le réseau

hydrographique et les aquifères.

Le modèle ACRU (Schulze R.E., 89), développé à l'université du Natal en Afrique du Sud a

comme objectifs principaux:

• la simulation des débits ;

• la gestion des réservoirs ;

• l'analyse de sédimentation;

• le suivi de l'état de l'eau dans le sol;

21

• l'estimation de l'eau pour l'irrigation;

• les effets d'un aménagement;

• l'estimation des rendements agricoles.

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~.t~~' --------01---- -- ----:~~" J.

$"'O~ - - - - - - - - " - -

Figure 5 Le modèle ACRU. Le schéma général (A) (extrait de Schulze et al., 1989)

Légende: Precipitation -précipitation, interception - interception, effective rairfall - pluie

effective, total evaporation ~ évaporation totale, soi! water store - réservoir du sol,

groundwater - aquifère, stormflow store - réservoir de l'averse, runoff- ruissellement,

Le bassin versant est divisé en cellules dont les frontières sont délimitées à partir de cartes

géographiques, chaque cellule correspond à un sous-bassin versant.

Le principal inconvénient de ce modèle réside dans l'absence de fonction de transfert; il ne

peut pas être utilisé sur des petits bassins versants.

Le modèle SWATCH a été développé pour simuler les processus hydrologiques suivants:

• l'écoulement de surface;

• l'infiltration;

22

• l'écoulement en nappe;

• le transfert dans le réseau hydrographique.

....../111

, .

Figure 6 Le modèle SWATCH. La structure du inodèle et la discrétisation du versant en

unités (extrait de Morel-Seytoux, 1987)

Légende: Rainfall-pluie, surfaceflow subsystem - sous-système de l'écoulement de surface,

retention storage - rétention, evapotranspiration - évapotranspiration, injiltration­

infiltration, effective rainfall - pluie efficace , overland flow discharge - écoulement de

surface, upper unsaturated subsystem - limite supérieure du sous-système non saturé, upper

saturated subsystem - limite supérieure du sous-système saturé, lower unsaturated subsystem

- limite inférieure du sous-système non saturé, lower saturated subsystem - limite inférieure

du sous-système saturé, excess inflitration - infiltration en excès, effective interflow ­

écoulement interne efficace, e.fJèctive infiltration - infiltration efficace, aquifer recharge ­

recharge de l'aquifère, interflow discharge - écoulement interne (hypodermique), returnflow

discharge - écoulement de base, stream - rivière.

Le bassin versant est représenté par un bassin schématique composé d'éléments de versant et

d'aquifères, ainsi que de tronçons de rivière. Les paramètres hydrologiques sont supposés

uniformes sur chaque élément. Ce modèle est très bien adapté pour simuler les crues, mais

une bonne définition des conditions initiales est essentielle; de plus, il semble qu'il rencontre

des difficultés à modéliser les averses complexes.

Le modèle ModSpa (Moussa R., 93) est basé sur des concepts physiques simplifiés capables

d'utiliser au maximum les données cartographiques.

23

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cellul •• hydroIDclqu••

HYlir 0 cr._. .!.l. .l. ."VII rocr_.

cl'.atr'. f T 1 4.0.rtle

Sous-:Eol

L'équation de l'onde diffusante

BQ = _ c BQ + ,;. a2

Q + C q(x,t>B t Bx ax2

Q : débit;c : célérité de l 'onde;fT : di.ffusion de l'onde:q : apports latéraux.

-Sol

-I~chOIlC.

1+c-- --=_Ecoal.m.at

de .""our'oc.

Etou·Jellll.atft ...p,. J

----_~

a..

Figure 7 La structure du modèle ModSpa a) le bilan vertical b) le transfert dans la

rivière (extrait de Moussa R., 1993)

Il permet d'observer la variabilité spatiale de la variable d'entrée sur le débit à l'exutoire, ainsi

que les effets de modification du sol par l'évolution naturelle de la végétation. Le système

informatique hydrologique, TraPhy-BV permet de choisir une échelle adéquate pour la

discrétisation en temps et en espace à l'aide de la géométrie fractale. Chaque versant ou sous­

bassin est traité par un module de bilan hydrologique qui fait un découpage du sol en

profondeur et qui répartit l'eau en: écoulement de surface, écoulement hypodermique et

écoulement souterrain. Le transfert en rivière est géré par les équations de Saint Venant qui

sont réduites pour les crues à l'équation de l'onde diffusante.

Le modèle ORAGE (Berod D, 95) est un produit de l'école Suisse et a été développé pour

répondre à une problématique de crues (Berod, 1995) ; il est orienté vers le ruissellement de

surface. L'idée centrale de ce modèle est d'utiliser l'équation de l'onde cinématique sur une

représentation simplifiée du bassin versant. Cette représentation est construite en fonction de

la description géomorphologique du bassin versant qui utilise la classification de Strahler pour

l'identification des principaux cours d'eau et leurs sous-bassins versants. Cette description

étant effectuée, les sous bassins types sont schématisés par des plans rectangulaires connectés

entre eux par des canaux.

24

RI: CI,1

C2

C3 C3 C3

C2

C3

Q exutoire

Figure 8 Le schéma du modèle ORAGE (extrait de Berod, 1994)

Le modèle HYDROTEL (Fortin J.P. et al., 95) est un modèle hydrologique susceptible

d'utiliser des données fournies par l'imagerie satellitale et des couches d'information

géographique. Pour un bon fonctionnement du modèle deux logiciels complémentaires ont

été crées : !MATEL qui peut traiter les données fournies par les méthodes de télédétection

et PSHYTEL qui fournit les entrées et les sorties sous la forme d'un système

d'information géographique. Le bassin versant est discrétisé en mailles en fonction de

l'altitude et ensuite il définit les sous-bassins correspondant à différents réseaux

hydrographiques. En outre, l'utilisateur peut regrouper les sous-bassins versants en

fonction des caractéristiques du terrain et des données météorologiques disponibles.

HYDROTEL contient des modules pour: l'interpolation des précipitations, l'évolution de

la strate de neige, l'évapotranspiration potentielle, le bilan vertical en chaque unité,

l'écoulement d'une unité à l'autre, l'écoulement en rivière. Il a été testé sur trois bassins

versants au Canada et sur le bassin versant du Gardon d'Anduze dans le Massif Central en

France. Les résultats obtenus ont été satisfaisants. Cependant, ce modèle a besoin d'être

testé sur de nouvelles applications pour en vérifier le potentiel et pour améliorer les

algorithmes de calcul utilisés.

Le modèle TOPMODEL (Beven K., 97), (Ambroise B., 94; Ambroise B., 98) est articulé

autour de deux idées centrales : (i) le ruissellement se produit sur des surfaces contributives

variables et (ii) la topographie influence la manière dont le ruissellement se produit.

25

TOPMODEL est basé sur un indice topographique qui contrôle les écoulements dans le bassin

versant.

Figure 9 La structure du modèle TOPMODEL (extrait de Beven et al., 1985)

Légende de la figure 9: precipitation - précipitation, interception store - réservoir

d'interception, infiltration store - réservoir de l'infiltration, saturated zone store - réservoir

de la zone saturée, evaporation - évaporation, contributing area - aires contributives,

overlandflow - écoulement de surface.

Le bassin versant est découpé en bassins versants élémentaires. Ensuite, on superpose une

carte des isochrones de retard d'écoulement et on calcule la distribution de l'indice

topographique pour chaque bande à l'intérieur de tout le bassin. TOPMODEL est très bien

adapté au fonctionnement hydrologique des petits bassins versants à relief très marqué et à sol

très perméable. Les hydrogrammes sont correctement reproduits même si une certaine sous­

estimation de l'extension des surfaces saturées en base d'eau conduit à sous-estimer les petites

crues estivales (Ambroise B., 99).

:J{ous venons de présenter quelques modèles utilisés aujourd'hui en hydrologie. Notre choix

se porte vers deux modèles de deux types différents: le modèle conceptuel ANSWERS

(Beasley O.B., 82) et le modèle à base physique TOPOG (Vertessy R. et al., 94),. Ces deux

modèles prennent en compte la variabilité spatiale du bassin versant au travers de ses

26

principales caractéristiques morphologiques (topographie, végétation, nature des sols). En

même temps ils offrent de larges possibilités de modélisation, grâce à leur conception

modulaire.

Nous avons recensé dans la littérature quelques types d'application de ces deux modèles:

• des applications hydrologiques comme la modélisation de petits bassins forestiers

(TOPOG) (Vertessy R.A. et al., 93), (Carluer N., 98) ou petits bassins versants agricoles

(ANSWERS) (Castro Dos Reis N.M., 96);

• des applications concernant la conservation des sols et des eaux (érosion) ;

• des applications écohydrologiques.

Le modèle ANSWERS (Beasley D.B., 82) est un modèle conceptuel qui adopte un certain

nombre d'hypothèses simplificatrices et possède les même limites que la majorité des modèles

de ce type. Ses paramètres et les relations utilisés n'ont souvent pas de véritable sens

physique. On retient toutefois ce modèle pour ses avantages déjà mentionnés.

Par opposition, le modèle TOPOG (Vertessy R. et al., 94), est un véritable modèle à base

physique qui peut représenter assez fidèlement les différents processus enjeu. Nous rappelons

que ce modèle est basé sur un discrétisation selon les lignes de plus grande pente et les

courbes de niveau, ce qui permet une représentation élégante des directions d'écoulements

naturels.

Cfiayftre 2 Le milieu (Pliysique

TABLE DES MATIERS DU CHAPITRE 2

Chapitre 2 Le milieu Physique 27

2.1 Introduction 29

2.2 Le domaine des Sous Carpates de courbure 31

2.2.1 Géologie et géomorphologie 31

2.2.2 Contexte climatique 32

2.2.3 Les sols 37

28

29

2.1 INTRODUCTION

(]bur la réalisation de ce chapitre nous avons utilisé les sources bibliographiques suivantes :la

Monographie Géographique de la Roumanie, la Géographie Physique de la Roumanie et

www.geostrategies.com.

Pays situé dans le sud-est de l'Europe Centrale, au nord de la Péninsule Balkanique et au bord de

la Mer Noire (Figure 1), la Roumanie se trouve entre 43°37'17" et 48°15'06" de latitude nord et

20015'44"et 29°41 '24" de longitude est.

Figure 1 Localisation de la Roumanie en Europe

La nature a été généreuse pour le territoire de la Roumanie, avec un relief non seulement varié

mais aussi harmonieusement distribué. On distingue quatre étages principaux de relief: les

montagnes, le milieu Sous Carpatique, les collines et les hauts plateaux et les plaines et le Delta du

Danube. La particularité principale des composants du relief est leur organisation bien

proportionnée sous la forme d'un grand amphithéâtre.

Les montagnes qui s'étendent selon un arc couvrent 31% (Figure 2) du territoire dans sa partie

centrale. Les collines et les plateaux occupent 36% de l'espace national et les plaines qui

s'étendent vers les frontières de sud et d'ouest en prennent 33%.

En encerclant comme une couronne le plateau de Transylvanie (400-600 m d'altitude), les

Carpates (le plus haut sommet est le massif du Fagaras 2544 m) sont à leur tour entourées par les

Sous-Carpates avec des altitudes comprises entre 500 et 1000 m.

30

Figure 2 Géomorphologie de la Roumanie

A l'est et au sud-est des Sous Carpates, on trouve le plateau de Moldavie et le plateau de

Doubrudja avec des altitudes de 400 à 600 m. Les plaines -ancien fonds de mer et de lacs­

couvrent la partie sud et occidentale du pays. Elles sont basses et extrêmement plates, parcourues

par de nombreuses rivières. La disposition du relief est à l'origine des caractéristiques du climat,

du sol, de la végétation et de la faune.

Le réseau hydrographique a une forme radiale (Figure 3) et 98% des cours d'eau prennent leurs

sources dans les Carpates s'écoulent vers le Danube.

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Figure 3 La distribution des rivières

31

.Le fleuve Danube qui traverse sept pays se jette dans la Mer Noire par un Delta aux paysages

merveilleux. Les autres rivièresprincipales sont: Mures, Prut, Olt, Siret, Ialomita, Somes et Arges.

La Roumanie possède un climat tempéré continental de transition spécifique des pays d'Europe

Centrale, avec quatre saisons bien marquées. Les différences locales sont liées à l'altitude et à

l'influence océanique de l'ouest, de la Méditerranée (SE) ou continentale (E).

Les températures moyennes en hiver sont de 3"C et, en été, elles varient entre 22°C et 24 "C. Les

températures moyennes annuelles sont de 11°C au sud et de 8°C au nord du pays. La température

minimale absolue enregistrée à Bod, dans la dépression de Brasov, a "été de -38,5°C et la

température maximale absolue était de +44,5°C (à Sion dans la plaine de Baragan). La

précipitation moyenne annuelle diminue légèrement de l'ouest vers l'est avec les valeurs les plus

fortes dans le secteur montagneux entre 1000 et 1400 mm/an et les valeurs les plus faibles dans la

plaine (500 mm/an) et sur le plateau de Dobroudja (400 mm/an).

2..2 LE DOMAINE DES SOUS CARPATES DE COURBURE

Œ>ù point de vue géologique (Figure 4) et géomorphologique, les Sous Carpates sont des unités

d'orogenèse (géosynclinal) qui ont enregistré une évolution paléographique très compliquée.

'lUIXIS1A'It"

Figure 4 Géologie de la Roumanie

Pendant l'ère tertiaire (Néozoïque) s'est développée la dernière bande d'orogenèse - les Sous

Carpates- qui s'achève au quaternaire. Parfois très liées aux Carpates, les Sous Carpates sont très

32

difficiles à individualiser. Selon l'orientation et la disposition générale des crêtes, l'aspect de

l'ensemble du relief, les influences bioclimatiques est-européennes et le degré de complexité du

relief et de la structure géologique, la province Sous Carpatique peut être divisée en trois régions:

• les Sous Carpates Moldaves situées entre les rivières Moldova et Trotus

• les Sous Carpates de Courbure entre les vallées du Trotus et de la Dambovita

• les Sous Carpates Gétiques ou Méridionaux entre les vallées de la Dambovita et du Motru

La région qui nous intéresse est celle des Sous Carpates de Courbure. Structurellement elle se

présente comme une association d'éperons anticlinaux et de cuvettes du Miocène. En ce qui

concerne la pétrographie, les Sous Carpates de Courbure sont formés par des formations

sédimentaires du Miocène et Pliocène (argile, marne, conglomérats) sur lesquels on trouve des

endroits avec des sédiments fluviaux et lacustres. Cette région est aussi divisée en trois districts:

le district S-E entre les vallées du Trotus et du Teleajan, le district des dépressions et les sommets

sous carpatique et le district des interférences Carpates - Sous Carpates. Il faut mentionner que

dans les deux derniers districts la compartimentation morphologique et la diversité climatologique

se sont accentuées. Les précipitations sont plus abondantes jusqu'à 700-800 mm annuels. Le

régime hydrologique des eaux de surface se caractérise par des ruisseaux avec un écoulement non­

permanent; les eaux souterraines ne sont pas de bonne qualité. La végétation forestière est

représentée par de petites forêts des hêtres qui s'étendent plus vers le sud. Dans les zones

défrichées, il y a aujourd'hui des vergers et des vignes. Le sol prédominant est le sol brun de forêt

podzolé.

2.2.2 ~ d1lmltiqrœ

Cb. utilisant la classification de Kôppen et les données de répartition du sol et de la végétation, le

Professeur Cernescu a réalisé pour la Roumanie une segmentation climatique détaillée, qui partage

le territoire de la Roumanie en quatre secteurs climatiques :

• Climat continental modéré

• Climat continental

• Climat du littoral

• Climat montagneux

Conformément à cette sectorisation climatique l'extrémité ouest des Sous Carpates de Courbure se

trouve dans le secteur IIBP5= climat continental, sous secteur collinaire, district de la forêt, sous

33

district Sous Carpates de Courbure. Le climat de cette région est influencé par la géomorphologie

de la zone, les températures sont basses et la quantité de précipitations augmente avec l'altitude.

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".'

Figure 5 Le climat de la Roumanie

Comme les Sous Carpates de courbure n'ont pas des grandes crêtes, il n'y a pas d'obstacles devant

les masses d'air maritime. De plus les Sous Carpates ne présentent pas de brèches par lesquels les

masses d'air de l'ouest peuvent pénêtrer. Cette région est caractérisée par l'effet de «fôhn »

(Figure 5 : les flèches rouges) qui représente une envahissement de masses d'air humide et froid de

N-O et 0 avec un grand développement vertical. L'effet de fëhn provoque une réduction de

l'ennuagement (inférieur à 6).

• Evaluation selon l'Atlas du bilan de la chaleur

-e-- Evaluation selon l'Observatoire de la physique atmosphèrique du Bucarest

20000f -....... E= 15000- ~Qfil =C CJ

10000.S! --.... ~œ -:a =- 5000œ Q"'" -

00 2 4 6 8 10 12 14

mois

Figure 6. Les valeurs annuelles de la radiation solaire totale

34

Les valeurs cumulées mensuelles, annuelles et saisonnières du rayonnement total sont présentées

dans la Figure 6. Par rapport à la moyenne, les rayonnements sont supérieurs dans la période allant

d'avril à août, avec des valeurs comprises entre 14400 et 15200 cal/cm". De septembre à mars, le

rayonnement total est inférieur à la moyenne annuelle.

Les valeurs d'albédo sont les suivantes:

Céréale et prairie 16%-27%

Sol humide 5%-14%

Sol sec 12%-20%

Forêt 16%-27%

Neige 80%-85%

Les valeurs journalières de la radiation totale passent de 100 cal/cm" en décembre à 600 cal/cm? en

juillet.

Un élément climatique d'une grande importance est la nébulosité à cause de son influence sur la

radiation solaire. En hiver on observe une valeur uniforme de la nébulosité pour toute la Roumanie

(6-7 décimales) mais pendant l'été la valeur atteinte est entre 100 et 120.

La température de l'air

Conformément à la carte des isothermes annuelles, la région des Sous-Carpates de Courbure se

trouve entre les isothermes de 8°C et 10°C. La température absolue minimale à Targoviste a été de

-28,3°C et la température absolue maximale était de +36,8°C.

Le vent

Le régime du vent est déterminé par le caractère, la succession et la fréquence des systèmes

barriques et par les processus de circulation atmosphérique. La Roumanie se trouvant dans le SE

de l'Europe, les systèmes barriques qui influencent son climat sont: l'anticyclone subtropical des

Açores, l'anticyclone continental Eurasiatique et l'activité cyclonique de l'Océan Atlantique Nord

et de la Mer Méditerranée. Les facteurs physiques et géographiques ont une influence importante

sur le régime du vent. Le relief des Carpates modifie dans tous les cas la direction et la vitesse du

vent en introduisant des particularités régionales.

On observe une moyenne du vent comprise entre 3,45 et 6,97 rn/s, avec un baisse pendant l'été.

35

L'humidité

Les valeurs moyennes annuelles de l'humidité absolue sont de 6-7 g/m3 d'air. Pendant l'hiver ces

valeurs baissent jusqu'à 2-4 g/m3 et pendant l'été l'humidité de l'air ne dépasse pas 8g/m3. En

climat continental les valeurs moyennes annuelles de l'humidité relative sont de 70-75%. En ce qui

concerne la distribution de l'humidité d'air selon de saison, la valeur maximale est observée

pendant 1'hiver et la valeur minimale en été.

Le régime pluviométrique

Du point de vue pluviométrique les Sous Carpates de Courbure se trouvent entre les isohyètes 700

et 800 mm de moyenne annuelle. Pendant l'hiver, les précipitations frontales sont prédominantes;

elles dépendent entièrement des processus de circulations atmosphériques, alors que pendant l'été

les précipitations convectives sont prédominantes. La nature des précipitations est conditionnée

par les interactions des processus dynamiques et thermiques. Les observations faites en Roumanie

montrent l'existence d'Une fréquente alternance dans le régime pluviométrique avec des

mécanismes atmosphériques variés.

HÛMjI.,1f"!'

Figure 6 Pluviographie

"'""UI., ....FU'Vetr.. C""i~OOI,l,t. "'"

<,rw......

Une des caractéristiques essentielles du régime pluviométrique est son extrême variabilité pendant

l'année. Les plus grandes quantités de pluie tombent pendant la période avril à septembre avec un

maximum en juin/juillet. La figure 7 donne la distribution moyenne des précipitations moyennes

mensuelles tombés sur le bassin versant Voinesti au cours des années 1897-1915 et 1921-1955. La

précipitation moyenne annuelle est de 773,6 mm.

36

~cu 120--cu=~c 100cue~ 80cucc_cu e

606' ee-~ 40c0........t':l 20........c.....~

'CU 0...c.

0 1

--.----.-~-------- --_.- .~.~---.-- ------·-1i

2 3 4 5 6 7 8 9 10 Il 12

temps (mois)

Figure 7 Les précipitations moyennes annuelles (1897-1915, 1921-1955)

Pendant les années sèches le cumul de précipitations peut descendre jusqu'à 300 500 mm dans la

région des Sous Carpates de Courbure. Très caractéristiques sont les quantités d'eau tombée en 24

heures. Il arrive que leur valeur dépasse le cumul moyen mensuel ou même annuel (à Targoviste

165,00 en 144 minutes, et Curtea de Arges 205 mm en 20 minutes). De telles averses entraînent

des inondations et des phénomènes d'érosion du sol.

Les longs intervalles sans précipitation sont plus fréquents à la fm de l'été et au début de

l'automne.

Régime hydrologique

L'écoulement, comme composant du cycle de l'eau, se trouve sous l'influence de l'ensemble des

conditions météorologiques et naturelles (relief, végétation, sol, géologie). Les variations

saisonnières de l'écoulement sont principalement déterminées par les facteurs climatiques. La

région des Sous-Carpates de Courbure est différente des autres régions de Roumanie en ce qui

concerne les conditions d'alimentation des rivières. Elles sont en effet liées à la profondeur des

rivières et à la structure géologique. Pour cette région les crues se produisent surtout durant les

saisons d'hiver et d'été. La turbidité des écoulements est aggravée (500-3000 g/rrr') par le

processus d'érosion.

Le régime hydrologique des eaux de surface est caractérisé par des ruisseaux possédant un

écoulement non permanent;

Les eaux souterraines .se trouvent à de grandes profondeurs et ne présentent pas une très bonne

qualité.

37

La végétation forestière est représentée principalement par de petites forêts de hêtre. Dans les

'emplacements où les forêts ont été défrichées, on trouve aujourd'hui des vergers et des vignes.

2.2.3 Les sols

Dans la région des Sous-Carpates, sous les forêts de hêtre, s'est développé un sol appartenant à la

classe argiloiluvialle avec la présence de l'horizon Bt argiloilluvial. Une autre caractéristique est la

grande variété de la texture sur le profil. Le sol brun podzolé (lessivé) prédomine caractérisé par

une fertilité réduite et une quantité assez faible d'humus.

~A.\'IA

Figure 7 Les sols de la Roumanie

La structure du profil du sol par horizon est: Ao - Ea - Bt - C.

Les caractéristiques physiques et hydrophysiques se présentent ainsi:

• la densité varie entre 1,22 g/cm3 et 1,62 g/cm3,

• la porosité varie entre 44% et 57%,

• le coefficient de flétrissement permanent se trouve entre 5,1% et 14, 6% en augmentant

avec la profondeur

• la capacité au champ est de 5,1 - 24,6%

Les caractéristiques chimiques sont:

• la quantité du humus sous les forêts est de 4-10%. Cette valeur diminue pour les sols

agricoles

38

• le rapport C/N est de 14-20

• le pH varie entre 4,8 et 6,3 ce qui conduit à une forte dé-baséification

Le climat sous lequel se développe ce type du sol est de type tempéré. La moyenne annuelle de

précipitations varie de 500 à 700 (800) mm et la moyenne annuelle de la température est comprise

entre 9,8°C et Il "C, L'indice d'aridité annuel varie de 30 à 32 et l'évapotranspiration est autour de

la valeur de 600-700 mm (moyenne annuelle). L'évapotranspiration mensuelle dépasse la

précipitation mensuelle pendant 7-8 mois; durant les mois de juin à septembre

l'évapotranspiration devienne intense, tandis que pendant la période d'hiver elle diminue

considérablement. Dans ce type de sol, on observe un régime de type percolatif.

chayilre3 œrésentation générafe du 6assin versant de

'Voinesti

40

TABLE DES MATIERES DU CHAPITRE 3

Chapitre 3 Présentation générale du bassin versant de Voinesti 39

3.1 Généralité sur les BVR 41

3.2 Contexte Géographique 42

3.3 Contexte géomorphologique 42

3.4 Contexte géologique 43

3.5 Contexte hydrologique 43

3.6 La végétation 43

3.7 Contexte climatique 44

3.8 Contexte pédologique 44

3.9 Caractéristiques agronomiques 47

3.10 Equipements, chroniques et données disponibles .47

3.11 Les éléments caractéristiques du BVR de Voinesti.. 50

3.12 Conclusion sur l'influence des caractéristiques géomorphologiques 53

41

3,1 GENERALITE SUR LES BVR

1Jn bassin versant représentatif (B.V.R.) correspond à un bassin versant dont les

caractéristiques physiographiques et le fonctionnement sont considérés comme typiques (ou

représentatif) d'une région hydrologique donnée.

L'utilisation du bassin versant dans le domaine du cycle de l'eau et son couplage avec les flux

des autres éléments, a été initiée aux Etats Unis en 1930 (Ambroise B., 94). Mais le premier

BVR date des années 1900 avec le bassin versant de l'Emmental crée par l'Ecole

Polytechnique Fédérale de Zurich dans les Alpes suisses (Keller H.M., 88). Son objectif

initial était d'étudier l'effet de la végétation sur les crues comme sur le bilan hydrologique.

En 1960 les études interdisciplinaires ont commencé en utilisant une approche dynamique et

en tentant des modéliser les processus hydrologiques et les fonctionnements à Hubbard

Broock - New Hampshire, USA (Likens et al.,77). Il s'agit de la première étude intégrée du

couplage écosystème-hydrosystème sur un bassin versant.

A la même époque, l'UNESCO instaure la Décennie Hydrologique Internationale avec

comme but le développement des BVR dans le monde entier.

Les B.V.R. constituent des outils qui peuvent servir simultanément à nombreuses activités:

• Recherche fondamentale. Les BVR sont fréquemment utilisés pour identifier les processus

contrôlant la dynamique des écoulements sur le bassin (Blidaru S., 75) et pour étudier le

rôle des états de surface et de leurs effets sur les propriétés hydrodynamiques et

mécaniques du sol (Boiffin J., 99). En même temps les BVR contribuent à la recherche

interdisciplinaire en développant des synergies entre l'hydrologie et les sciences connexes

(hydrodynamique, climatologie, géophysique, chimie, physique, etc.). Dans le même

contexte, on peut placer l'étude plus spécifique du couplage pollution-érosion et de la

charge polluante des sédiments. Les BVR jouent un rôle déterminant pour la validation

des méthodes et outils. Ils permettent de dépasser l'approche empirique et d'aboutir à une

analyse scientifique du cycle de .l'eau et des flux associés avec la modélisation des

fonctionnements (Ambroise B., 94). Les BVR sont devenus de plus en plus des lieux de

formation pour les chercheurs et les étudiants.

• L'étude des ressources d'une région et leur évolution. Ces dispositifs ont permis de

préciser les effets d'aménagements ou de perturbations anthropiques sur les processus

hydrologiques.

42

• La prévision hydrologique. La plupart des BVR sont utilisées pour le développement de

nouvelles méthodes de prévision.

• Observatoire du milieu pour mesurer à long terme les paramètres qUI contrôlent les

processus hydrologiques.

Dans ce contexte international, c'est en 1962 que le premier BVR de Roumanie a été installé à

Voinesti -Dambovitza.

Il s'agit d'un bassin versant de 0.78 km2 sur lequel travaillent les équipes de recherche de

l'Institut National de la Météorologie et de l'Hydrologie (INMH).

Nous présentons dans ce chapitre les principales caractéristiques du bassin versant de

Voinesti, les données dont nous disposons et l'interprétation que nous pouvons en faire selon

fonctionnement hydrologique du site d'étude.

Il est sans doute nécessaire de spécifier à ce stade que notre but n'est pas de présenter une

monographie, mais de montrer comment les caractéristiques du bassin et les connaissances

acquises peuvent conduire à une première interprétation de son fonctionnement hydrologique.

J~ CONTEXTE GEOGRAPHIQUE

<:Dl point de vue géographique, le sous-bassin versant de Voinesti appartient au bassin

versant de la Dâmbovitza (affluent d'ordre 1 du Danube) à l'extrémité ouest des Sous-Carpates

de Courbure. Avec une superficie de 0.78km2, le bassin versant est développé surtout dans sa

partie est parcourue par le ruisseau Valée Muret. En rive droite, celui-ci reçoit un affluent, le

Valée Stejarului (Zlate 1.,85).

D'une manière générale on peut diviser ce bassin versant en deux parties:

L'amont, caractérisé par des fortes pentes et des versants abrupts, affectée par d'intenses

processus d'érosion de sol et des glissements de terrain;

L'aval, caractérisé par des pentes plus uniformes, mais un microreliefvarié.

J3 CONTEXTE GEOMORPHOLOGIQUE

<:Dl point de vue géomorphologique, le bassin versant de Voinesti se trouve à une altitude

comprise entre 420 et 540 mètres, soit dénivelée de 120 mètres. La plus faible pente se

rencontre dans la moitié inférieure (2-10%), mais le relief est assez varié à cause des fréquents

glissements de terrain. Au centre du bassin versant, on peut distinguer une couche de

glissement bien développée, délimitée au nord par une face de glissement uni circulaire qui a

un aspect d'un mur abrupt d'une hauteur comprise entre 10 et 20 mètres. Les pentes les plus

43

importantes se trouvent dans la moitié supérieure (15% et plus), les versants étant affectés par

de grands processus d'érosion et de glissements de terrain. Ils sont aussi très ravinés et ont une

exposition NO-SE.

3.4 CONTEXTE GEOLOGIQUE

Le substrat du domaine appartient au synclinal du Slanic. Il est formé par des dépôts crétacés,

éocènes, oligocènes et miocènes avec des faciès marneux et une orientation O-SO et E-SE. Le

flanc Nord comme le flanc Sud du synclinal sont formés par des dépôts où sont dominent les

argiles rouges et vertes de l'Eocène (Zlate 1., 85).

Les roches de solidification sont diverses sur de petites superficies. Dans la partie inférieure

du bassin, où les processus colluvionaires sont fréquents, apparaissent des dépôts avec une

texture moyenne et grossière. Le reste est constitué:

a) de dépôts grossiers caractérisés par une alternance de sables stratifiés et de bancs de sable

fm, carbonaté avec des fossiles marins ;

b) de lœss argileux avec un contenu de carbonates de calcium qui ne dépasse pas les 20%,

d'une couleur violâtre bleue disposée en feuilles;

c) dépôts fins, argileux, compacts, d'une couleur jaune - ocre ou violacée non carbonatée.

Une propriété remarquable de ce bassin est l'existence d'une couche imperméable de marne

argileuse (Blidaru S., 75). Cette couche se situe à une profondeur comprise entre 1 et 3 m sur

la partie amont du bassin et de 3 jusqu'à 12 mètres dans sa partie aval.

ss CONTEXTE HYDROLOGIQUE

Le principal cours d'eau qui parcourt le bassin versant Voinesti est le ruisseau Valée Muret.

Le ruisseau Muret a un régime non-permanent avec des débits compris entre 0,3 et 0,4 m3/s

(Zlate 1., 85). Ce ruisseau est alimenté par les précipitations. Le Valée Muret a une longueur

d'environ de 1,5 km, avec une pente générale du talweg de 17,7% qui augmente vers l'amont.

Il reçoit deux affluents: en rive droite le Valée Stejarului et en rive gauche le Valée Sadului.

~6 LA VEGETATION

Le bassin versant Voinesti a une couverture végétale composée de deux groupements

différents:

a) le groupement « forêt» couvre 40% du bassin avec une densité de couverture d'environ

70%, constituée essentiellement par du hêtre;

44

b) le groupement « couvert végétal de faible hauteur» (60ù) constituée essentiellement par

une la prairie naturelle permanente.

En terme de dynamique, le couvert végétal est toujours le même puisque sa modification

n'obéit à des facteurs naturels.

3.7 CONTEXTE CLIMATIQUE

L'ensemble de la région est soumis à un climat tempéré continental. La température moyenne

interannuelle est d'environ 9,SoC avec un maximum en juillet de 21,SoC et un minimum en

février de 4,7°C. La précipitation annuelle est comprise entre SOO et 600 mm. Le régime

pluviométrique avant 1984 montres une certain stationnarité. Après cette date commence une

période de sécheresse marquée par un déficit d'humidité. Après 1992, on revient à un état

climatique normal (Zlate L, 99). Les crues ont une durée courte qui ne dépassent pas les 24

heures.

3.8 CONTEXTE PEDOLOGIQlJE

Les conditions locales du microrelief: la roche mère, l'exposition du versant et l'érosion du

sol, ont déterminé l'évolution du sol. Le type caractéristique du sol pour la zone d'étude est le

sol brun de forêt où sont présents les processus de podzolisation avec des intensités

différentes (voir dans le tableau les sols n01 à S). Ce type de sol se forme sous une végétation

de forêt de feuillus. Il se caractérise par une humification active de la matière organique. Lors

de sa formation les sels solubles sont totalement lessivés, les carbonates sont lessivés en

profondeur et permettent à l'argile de s'accumuler dans un horizon illuvial.

En même temps, on rencontre des processus de pseudo-gléisation (voir dans le tableau les sols

n07et 9), qui ont comme cause l'excès d'eau stagnante dans les sols avec une texture fine, un

processus de gléisation (voir dans le tableau les sols n? 6) pour les sols avec un niveau saturé

peu profondes et des processus colluvionaires (voir dans le tableau les sols n° 4-7) sur les sols

qui se trouvent en bas de versant.

Tableau 1 Les catégories de sols sur le BVR de Voinesti

45

Profond. HumusP205 K20 Erosion

H piézo. DegréN° Catégorie de sol Roche mère Horiz. A S (ha) pH Texture (m) saturation

(cm) (%) (mg/lOOg) (mg/IOOg) Glissement en base

l. Sol brun de forêt, très podzolé sable 35-45 3.70 4.90-5.20 0.41-0.89 1.60-2.45 3-7.37 LN <5

2. Sol brun de forêt, très podzolé argile 29-39 9.25 4.90-5.30 094-3.40 0.25-0.55 6.37-8.50 LLA <5 modéré

3.Sol brun de forêt, faiblement ou

argile 18-25 5.75 4.75-5.85 0.78-5.88 0.20-1.0 4.37-10.50 L <5 modérémoyennement podzolé

4.Sol brun colluvial modérément

lœss/sable 20-40 3.0 5 3 1 10 L <5 modérépodzolé

Sol brun colluvionaire-5. alluvionnaire, modérément lœss/sable 26-38 4 5 3 1 10 L <5 modéré

podzolé

6.Sol brun colluvionaire- lœss/sable/argil

24-30 2 5.50-7 3.48 varié <1.5-3alluvionnaire, fort gleizé e

7.Sol brun colluvionaire colluvion/alluv

30 1.25 5.90-7.15 2.98-3.30 1.3-1.5 8-8.5 LN/LA <2 modéréalluvionnaire fort pseudogleizé ion

8. Sol jeune loess/sable 10-28 7 7.30-8 3.05-4.22 0.5-1.35 7-7.37 L <1.5-3

9. Sol forte et excessive érodé sable - 5.25 faible excessive <5

10. Complexe 1(40%)+9(60%) 9.5 4.90-5.20 0.41-0.89 1.60-2.45 3-7.37excessive fort

L <5 modéréravinement

sable/argile/lœfort

II. Complexe de sol très érodé 24.75 ravinement N <5ss

ravin actif

12. Complexe 7+9sable/argile/lœ

6.5 5.39-7.15 2.98-3.30 1.3-1.5 8-8.5excessive

LN/LA 2-6ss glissement

13. Complexe 1+2+9sable/argile/lœ

15.5 4.90-5.20 faible 0.25-2.45 3-8.50glissement

LN/L 2-6ss stabilisé

14. Complexe 1+2+7+8+15sable/argile/lœ

8 glissement 2-6ss

15.Complexe 1+8+7

sable/argile/lœ5.5 4.65-5.05 0.92-3.35 0.25-0.75 7-8.5 LN variable non saturé

ss

46

519000 519~00 519400 519600 519900 5~0000 5~0~00 5~0400 510600

s

Types du sol

c=J US1CJ US 10CJ US11c=:J us 12c=J US 131.,.."'" ;".1 U,"C' 14! .•~~ ... .: .., ..-' ~

c=J us 15IW)hii!~~1 us 2c=J US3[:::=J US4[:::=J us 5c=J US61;;~;J!'::;:;':I us 7[:::=J us 8CJUS9

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Figure 1 Carte des sols

47

Les processus d'érosion se manifestent aussi bien en surface qu'en profondeur. Les processus

d'érosion en profondeur sont actifs avec une grande fréquence générée par le surpâturage et

les pistes mal stabilisées (voir dans le tableau les sols n° 9-13). L'intensité des processus

d'érosion du sol est favorisée aussi par les roches avec une texture grossière dont la résistance

est affaiblie. Les processus de glissements sont favorisés par l'existence d'un horizon

imperméable.

Suivant l'analyse des profils du sol et les interprétations des analyses physiques et

chimiques, on peut distinguer 15 variétés de sols (tableau n01 et carte des sols).

3J) CARACTERISTIQUES AGRONOMIQUES

La région de Voinesti fait partie des régions de Roumanie qui n'ont pas été coopérativisées

en 1962. Ici, s'est développée une agriculture basée sur l'arboriculture (en général pomme et

pêche) et sur l'élevage. Le bassin versant de Voinesti n'a pas été mis en valeur pour

l'arboriculture, mais environ 70% de la prairie naturelle a été utilisée comme pâturage. Un

surpâturage systématique a favorisé l'érosion du sol.

3..10 EQUIPEMENTS, CHRONIQUES ET DONNEES DISPONIBLES

La grande variété des conditions physiques et géographiques réunies sur le bassin versant de

Voinesti a permis une analyse approfondie des processus hydrologiques. Pour cela, l'Institut

National de la Météorologie et de l'Hydrologie de Roumanie a installé à partir de 1962 deux

sites d'étude expérimentale sur le bassin versant. Le complexe expérimental I situé au NE du

bassin a été dédié à l'étude de l'évapotranspiration. Il est équipé de différents types de

lysimètres. Le complexe expérimental II est situé entre 481 et 510 mètres d'altitude et

consacré à des mesures de paramètres hydrodynamiques. Il est équipé de deux parcelles de

bilan, de deux parcelles d'écoulement superficiel et de trois plates-formes imperméabilisées

pour des recherches spécialisées sur la neige.

Les deux parcelles de bilan fonctionnent comme deux grands lysimètres. La particularité de

ces deux parcelles est le fait que la matrice de sol n'a pas été remaniée (Blidaru S., 75). La

pente du terrain est de 13% et la pente du substratum imperméable est de 10,5%. La couche

imperméable se trouve à une profondeur de 1,33 mètres. Les parcelles sont isolées sur leurs

contours avec des parois en béton armé imperméabilisé. La couche de marne argileuse

fonctionne comme une couche d'imperméabilisation.

Chaque parcelle de bilan fonctionne avec trois collecteurs pour l'écoulement: un à la surface,

un à la profondeur de 40 cm (à la base de la couche végétale) et un à la profondeur de 1,10

48

mètres au-dessus de la couche imperméable. Les écoulements obtenus sont collectés dans une

cabine où se trouvent des limnigraphes.

Pour les mesures d'écoulements liquide et solide dans les sous bassins, on a installé des

sections de jaugeage équipées d'un seuil Parshall, d'un déversoir, d'un limnigraphe et d'un

piège à sédiments.

Les deux sites sont bien équipés avec des appareils d'enregistrements et de mesure des

facteurs climatiques :

./ 7 pluviographes, de marque Junkalor avec une bague de 250 cm2.

./ trois stations de jaugeage;

./ un anémomètre

./ des thermomètres air-sol;

./ un bac d'évaporation;

./ un hygromètre;

./ cinq parcelles d'écoulement;

./ deux mini-stations météorologiques.

Le bassin versant fait l'objet d'autres mesures spéciales que nous exploiterons partiellement.

Il s'agit de mesures d'humidité volumique, de la charge de pression (h) ou de succion, de la

tension de vapeur de l'eau, et des mesures pluviographiques sous les arbres.

La figure ci-dessous illustre la répartition de ces équipements dans le complexe II.

Il faut noter qu'aucun des sept pluviographes ou des trois stations hydrométriques n'est relié à

une centrale de mesure et donc que tout le travail de dépouillement se fait «à la main ».

En ce qui concerne les données géographiques du bassin versant de Voinesti, nous avons

utilisé trois cartes: une carte topographique, une carte de végétation et une carte pédologique

Les deux premières sont à l'échelle de 112000 et la carte du sol est à une échelle de 115000.

Même si le bassin versant est très bien instrumenté et que, depuis 1977, plusieurs études ont

été conduites, aucune donnée n'était numérisée avant notre travail.

49

-"'"-'_.._-------»<:" '1

~,...- ,/' 1

1 1) !~---

-:/1

.-,,'"

tation

imnimétrique

• Pl3

PBSHB

VVL L

PBS

PBPPBA

LV VL

@ 0 @ ®E PS BTS

~H

Dl DI SMpluviographesgirouetteevaporimetreIysimetre

S thermomètreheliograph

M station météorologiqueSAd thermomètre sol enrofondeurAC évaporimètreBP Parcelle du bilan cultivévec des pommesBA Parcelle du bilan asphaltéeBSHB Parcelle du bilan pour

'écoulement de base,hypodermique et directBS Parcelle du bilan

. oulement directBE Parcelle pour érosionA Point d'alimentationP pluviomètre sol

u u u u u u U TSAd

Figure 2 Schéma de la station expérimentale (complexe II) de Voinesti

50

Le travail de numérisation est long et fastidieux. Même si nous avons été tentés au début de ce

travail de traiter les chroniques les plus longues possibles, nous avons du y renoncer par

manque de temps. C'est la raison pour laquelle nous avons du limiter notre analyse aus

données des années 1997 et 1998.

3.11 LES ELEMENTS CARACTERISTIQUES DU BVR DE VOINESTI

)Iucune étude hydrologique ne peut faire l'économie de la compréhension de la géographie

de l'espace concerné. Un bassin versant est défini comme le territoire drainé par un cours

d'eau. Au-delà de cette définition purement technique, un bassin versant a une géographie

dynamique que l'hydrologue ne peut ignorer, ni minimiser (Lambert R., 98). C'est un espace

géographique possédant non seulement une surface délimitée par une ligne de crête et une

organisation hydrographique, mais aussi une organisation interne, une structure avec un relief,

une géologie plus ou moins complexe, un système de pentes comprenant talweg et versants,

une couverture pédologique et enfin une occupation humaine plus ou moins développée et

perturbatrice du déroulement du cycle de l'eau.

Cet espace géographique constitue un véritable système hydrologique - on parle

d'hydrosystème - caractérisé par des paramètres ayant un rôle plus ou moins important dans

la formation des écoulements.

Pour déterminer les paramètres morphomètriques d'un bassin versant donné, il est nécessaire

d'identifier et d'établir ses limites. La carte topographique sur laquelle nous avons travaillé

pour cette étude est à l'échelle de 112000. Elle permet de déterminer la surface d'un bassin

versant de 0.78 km", Rappelons à ce propos que plus le bassin versant est de petite taille, plus

son débit spécifique de crue est important.

Nous avons ensuite déterminé le périmètre du bassin à l'aide d'un curvimètre. La valeur de ce

périmètre est de 3600 m.

La forme d'un bassin versant est donnée par le tracé de la ligne de crête. En hydrologie

classique, pour caractériser la forme d'un bassin versant, on utilise souvent un indice de

compacité qui dépend du périmètre et de la surface du bassin. Parmi ces indices, 'indice

Gravé1ius est souvent utilisé pour expliquer la genèse des écoulements de surface et

caractériser le temps de concentration. La valeur de cet indice et supérieure ou égal a un.

Lorsque la valeur de l'indice et proche de l'unité, la forme du bassin versant se rapproche de

celle du cercle et laisse supposer un hydrogramme avec un temps de réponse court et une

allure très pointue.

51

L'expérience montre que, dans des conditions physiques et géographiques similaires, plus

l'indice de compacité de bassin versants est grand, plus l'écoulement est faible et la

probabilité d'apparition de violentes crues est limitée. Dans notre cas le coefficient de

Gravélius calculé est de 1,14.

La longueur d'un bassin versant est un paramètre qui peut être mesuré directement sur la carte

topographique ou peut être calculée en fonction d'autres paramètres observés. C'est la

longueur de la ligne qui relie l'exutoire au point le plus éloigné de la ligne de crête. Sur notre

bassin d'étude cette longueur est de 1250 m. On peut aussi ramener le bassin versant à un

rectangle de même surface et de même périmètre. La longueur calculée du rectangle

équivalent pour le bassin versant de Voinesti est de 1075 m, ce qui représente une différence

relative de 14 %.

La largeur, définie sur le même principe, du basin versant Voinesti est de 624 m. Le calcul de

l'altitude moyenne du bassin versant est fait dans le tableau (Tableau 2).

Avec la surface et la cote nous pouvons tracer un graphique h=f(S) qui s'appelle la courbe

hypsométrique (Figure 3).

Cette courbe représente la répartition de la surface totale du bassin versant en fonction de

l'altitude. L'interprétation d'une courbe hypsométrique peut fournir de nombreux

renseignements qui aident à comprendre le comportement hydrologique du bassin.

52

Une grande variation d'altitude à l'amont du bassin (comme on peut le voir dans la figure ci­

dessous) peut signifier des versants abrupts en haut du bassin caractérisés par un potentiel

érosif et un potentiel de ruissellement important.

Tableau 2 Le calcul de l'altitude moyenne

Aire Aire Aire Cote Cote moyenne hi,i+1·Ai,i+1cumulée

Ai,i+Itm") (mol) 0/0 hi (m) hi,i+1(m) (m)

0 0 554 .1500 1500 0,1909 550 552 828000

26500 28000 3,56347 540 545 1444250032000 60000 7,63602 530 535 1712000063000 123000 15,6538 520 525 3307500054750 177750 22,6217 510 515 2819625068250 246000 31,3077 500 505 3446625053500 299500 38,1164 490 495 2648250077250 376750 47,9478 480 485 3746625083750 460500 58,6064 470 475 3978125080000 540500 68,7878 460 465 3720000081750 622250 79,1919 450 455 3719625083750 706000 89,8505 440 445 3726875064750 770750 98,091 430 435 2816625015000 785750 100 422 426 6390000

Total 785750 3,78E+08Altitude

481,17moyenne

Curve hypsometrique

80 90 1007050 6030 4010 20

552m:5121

,-.. 502 1

5492 ~2 482ou 472

462 ~452 ~442 -1432 ~422 +!--,_____---,----~-----,-------,---,_____-.___-____,___-_____,___-__.

oSurface (%)

Figure 3 : Courbe hypsométrique

53

La pente topographique est la pente qui influence l'écoulement. Cette pente accélère le

ruissellement direct sur les versants lors des averses. En augmentant, la vitesse du

ruissellement diffus favorise la hiérarchisation et la concentration de l'écoulement et accentue

le creusement de rigoles et de ravines.

Une pente forte correspond aussi à une durée plus faible de concentration des eaux de

ruissellement.

Selon Cartier et Leclerc cité par Musy elle donne une indication sur le temps de parcours du

ruissellement direct et influence directement le débit de pointe lors d'une averse.

Tableau 3 Calcul de la pente moyenne

Cote L(m) Cote L(m)

550 160 480 1550540 425 470 1860530 650 460 1900520 910 450 1550510 1390 440 1205500 1415 430 400490 1470 <430 14885

im (%) =19,08

3..12 CONCLUSION SUR L'INFLUENCE

GEOMORPHOLOGIQUES

DES CARACTERISTIQUES

.ua taille du bassin influe sur l'importance des crues et leur répartition dans le temps. Comme

la surface du bassin versant de Voinesti est petite (0.78 km-), nous en déduisons que le débit

spécifique devrait être important. La forme du bassin est plus ou moins régulière et compacte,

favorisant de fortes pointes de crue, avec des temps de concentration plus courts. De plus,

comme le coefficient Gravelius déterminé pour ce bassin est proche de la valeur unitaire

(1,14) nous suspectons des hydrogrammes à l'exutoire avec une allure très pentue.

Une pente moyenne de 19 % laisse supposer une durée raccourcie de concentration des eaux

de ruissellement.

Chapitre 4 flnafyse des données

55

TABLE DES MATIERES DU CHAPITRE 4

Chapitre 4 Analyse de données 54

4.1 Estimation de l'evapotranspiration 56

4.1.1 Introduction 56

4.1.2 La température de l'air 59

4.1.3 L' ensoleillement 61

4.1.4 La vitesse du vent 62

4.1.5 Comparaison de différentes méthodes d'estimation de l'évapotranspiraton 63

4.1.6 ET calculé par Penman 67

4.2 Caractéristiques hydrodynamiques du sol 73

4.2.1 Analyse de la phase solide 74

4.2.2 Caractéristiques hydrodynamiques 77

4.2.2.1 La teneur en eau 77

4.2.2.2 Conductivité hydraulique à saturation 78

4.2.2.3 Détermination de la relation succion - humidité 87

L ' " . E 'S' d'fi'es preCipItatIOns..................................................... rreur. ignet non e ml.

Estimation des crues Erreur ! Signet non défini.

e rÔeÔ,.« dE'S' d'fi .aractéristiques es crues................ rreur. Ignet non e ml.

Analyse des chroniques pluie-débit.. Erreur ! Signet non défini,

Introduction Erreur ! Signet non défini,

4.3

4.3.1

4.3.2

4.3.3

4.3.3.1

4.4 Analyse pluie - évapotranspiration 104

4.5 Etude de l'érosion du sol 107

4.5.1 Site expérimental 107

4.5.2 Protocole expérimental 108

4.5.3 Resultats 108

4.6 Synthèse 113

56

4.1 ESTIMATION DE L'EVAPOTRANSPIRATION

4././ r"troducti()n

L'évaporation représente le processus au cours duquel l'eau liquide se transforme en vapeur.

L'ensemble des processus d'évaporation et de transpiration est connu sous le nom

d'évapotranspiration (MoreIl M., 99).

L'évapotranspiration est une des composantes fondamentales du cycle hydrologique et la

précision de son estimation est essentielle pour le calcul du bilan d'eau, de l.irrigation et de la

gestion des ressources en eau, ainsi que pour les travaux d'aménagement.

Les méthodes utilisées pour déterminer les évapotranspirations peuvent être groupées dans les

catégories suivantes (Singh V.P. et al., 97) :

• méthodes empiriques

• méthodes basées sur le bilan d'eau

• méthodes basées sur le bilan d'énergie

• méthodes basées sur le transfert de masse

• méthodes mixtes

• méthodes directes

Les méthodes empiriques sont l'expression du résultat d'un traitement statistique des

observations disponibles concernant certains éléments physiques ou atmosphériques

facilement mesurables (Musy A. et al., 92). L'agronome américain Thomthwaite proposa en

1931 une expression de l' évapotranspiration ne tenant compte que de la température

mensuelle (Lambert R., 98), (Drobot R. et al., 99).

(10 J aETP=I,6' 1 ·ta

• /

où:

Eq 1

ETP: évapotranspiration mensuelle (cm)

I: indice thermique annuel défini comme la somme des indices thermiques mensuels i,

I = Î i, i = (~Jl'514jan

t : température moyenne mensuelle (OC)

a: coefficient fonction de I a = (0,0675· I 3 -7,71· I 2 + 1792· I + 49239) .10-5

f: facteur fonction de la durée réelle du mois et de l'éclairement / = N . P

N: durée astronomique du jour pendant le mois considéré (heure/jour)

p: paramètre dépendant du nombre de jours par mois

57

La formule de Turc marque un net progrès en faisant intervenir deux nouvelles variables: la

radiation solaire et l'humidité relative. Sous sa forme simplifiée, elle s'écrit pour le calcul

mensuel (Eq 2) et pour le calcul décadaire (Eq 3) comme suit (Musy A. et al., 92) :

ETP =0,4 . (RG + 50). _t_t + 15

ETP =0,13' (RG + 50). _t_t + 15

Eq2

Eq 3

où

RG: radiation solaire globale ou radiation d'onde courte mensuelle ou décadaire (caVcm2/j),

RG = RGa-(a+b. ~) Eq 4

t : température moyenne de la période considérée

RGa : rayonnement extra-terrestre (cal/cm' j)

N: durée astronomique possible d'insolation (heure/mois ou décade)

n : durée d'insolation effective (heure/mois ou décade)

a, b : coefficients fonction de la zone considérée

Lorsque l'humidité relative de l'air, Hr, est inférieure à 50%, on multiplie la valeur de l'ETP

50-Hrpar le facteur : (1 + )

70

La méthode de Thomthwaite est mieux adaptée aux zones tempérées humides; en climat

tempéré sec elle a tendance à sous-estimer les valeurs d'évapotranspiration. Par contre la

formule de Turc est applicable dans la plupart des zones climatiques. Elle a une précision de

10% dans la zone sèche et elle surestime la valeur d'évapotranspiration de plus de 20% en

zone humide. Les deux méthodes ne tiennent pas compte de l'effet du vent (Musy A. et al.,

92).

Les méthodes basées sur le bilan hydrique sont très simples à utiliser du point de vue

théorique, mais elles donnent rarement des résultats satisfaisants et précis.

Lorsque tous les flux peuvent être mesurés, l'évapotranspiration s'exprime par la relation

suivante (Mermoud A., 98) :

ETP = 1 -O±\MI Eq 5

où

1 : les flux entrants

o : les flux sortants

M : la variation de stock

58

Les entrées sont composées de précipitations (P), d'irrigation (Ir), de l'apport souterrain (Af) ;

les sorties incluent l'infiltration (lnf), la percolation (Pr) et toutes les composantes du

ruissellement (R, H) Figure 1.

ETP

-' ,:.'~..

Figure 1 Bilan hydrique

Ir

Pr .. _ _._~~

Les difficultés sont de séparer les différents composantes du bilan et de les mesurer.

Les méthodes basées sur le bilan d'énergie sont généralement utilisées sur les petits bassins

versants des recherches où les nombreuses données météorologiques utilisées dans le calcul

(Singh V.P. et al., 97) sont disponibles. Ces méthodes sont basées sur le principe de la

conservation de l'énergie et consistent à calculer l' évapotranspiration en prenant en

considération le bilan thermique de la masse d'eau.

Les méthodes basées sur le transfert de masse utilisent le. concept du transfert entre les

surfaces évaporatrices et l'atmosphère. Elles sont toutes basées sur la loi de Dalton qui

s'écrit: E =Cte, -ea ), où E est l'évaporation d'une surface d'eau, es-ea est le déficit

hygrométrique de l'air. Une équation générale du transfert de masse a été introduite par

Prandtl (1925) et Sutton (1929) (Musy A. et al., 92).

Les méthodes mixtes (la méthode Penman et ses variantes) sont une combinaison des

équations du transfert de masse et du bilan d'énergie

ETP=~.RN+-Y_' Ea [mm!.]L1+y L y+L1 / j

Eq6

où:

L1 - pente de la courbe de tension de vapeur saturante

y- constante psychrométrique (0,66 hPaK-1)

RN - radiation nette (MJm-2r 1)

Eq 7

59

L - chaleur latente de vaporisation de l'eau (2,5 MJKg- 1)

e(Ta) - tension de vapeur saturante à la température moyenne de l'air sous l'abri (hPa)

ea - tension moyenne de vapeur d'eau dans l'air (hPa)

u -la vitesse moyenne du vent (mis)

L'évapotranspiration peut être estimée à partir des mesures directes sur les bacs d'évaporation

en utilisant un coefficient d'évaporation en bacs. Les valeurs de ce coefficient sont tabulées

pour différentes conditions climatiques et environnementales. Une autre méthode d'évaluation

directe est l'utilisation de cases lysimétriques. Dans ce cas, le taux d'évapotranspiration est

déterminé par la mesure des pertes d'eau.

Il est très difficile de choisir la meilleure méthode pour estimer l'évapotranspiration. D'une

part, les équations existantes sont multiples et, d'autre part, les données climatiques ne sont

pas toujours disponibles.

En l'absence de mesures directes d'évaporation sur notre site d'étude, trois méthodes ont été

choisies: l'équation de Thomthwaite, l'équation de Turc et l'équation de Penman, les deux

premières pour calculer et comparer les valeurs mensuelles et la troisième pour calculer les

valeurs journalières.

Nous présentons ci-dessous les principaux paramètres climatiques enregistrés à la station de

Voinesti.

us valeurs moyennes journalières ont été mesurées pour la période de janvier 1976 à

décembre 1998 avec des lacunes pendant l'année 1980 et puis entre 1984 et 1990 (Figure 2).

La valeur moyenne pluriannuelle pour cette période est de 9,38°C avec une valeur minimale

de -16,6°C et une température maximale de 27,4°C.

Pour déterminer les températures minimales et maximales journalières dans la période 1997­

1998 nous avons utilisé une équation proposée dans la procédure de calcul de

l'évapotranspiration par l'équation de Penman-Monteith adoptée par la FAO (Allen R. et al.,

98) : lorsqu'il y a des données manquantes

t (t.) = t + (Rs/0,16' Ra )2max mm moy - 2

où

R, représente la radiation solaire d'onde courte [MJ/m2j] (Eq. 4)

Ra représente la radiation extra-terrestre [MJ/m2j]

tmoy température moyenne

60

Température moyenne journalière

30 -

20

...... 15U~ 10....:::1 5...os..... 0Co

ëj~n~ •

-10 • •1 : • ••- 15 ~.

i •-20 -

s-84 déc-86 sept-89

temps (jour)

.. .• • •• •

•

Figure 2. Température moyenne journalière

Les valeurs de la température maximale sont représentées dans la Figure 3. Les températures

maximales dépassent la moyenne annuelle de 9,38°C d'avril à octobre. Les températures

maximales observées peuvent dépasser 30°C entre les mois de juin et d'août.

50,00 l1

40,00 J1 •

1 • Jt. • ~..30,00 l ~. .. •• ~ ~

1 ~~~lf ; ~~~.Û 20,00 ~ ~ 1~:,;~.. 1 : ~. ~~) ;.~~ 1t·~ <: --: • ...~~+ + ~ il'; .,,~. * .4ItI,.: 10,00~.~ ! ·.r,..,~~ Q vGt .,

,~ ~:.~~ ~~~ri +~''''I ~0,00 + ,.

Ol-ja 20-juil-97 28-oct-97+ 05-ftr-9t 16-mai-98 24-août-98, • +

-10,00 J

-20,00 J

jour

Figure 3 . Les valeurs de la température maximale pour la période 1997-1998

Les températures minimales (Figure 4) ne dépassent pas la moyenne annuelle de 9,38°C de

septembre à mai. Il y a parfois des températures inférieure à la valeur moyenne annuelle en

JUIll.

61

30,00

25,00

20,00

15,00

10,00

U 5,00~

c

e 0,00

a I-ja-5,00

-10,00

- 15,0 a •-20,00

-25,0 a

28-~.- .16-mai-98» ,.~.4*•• ••~.... ~

• •••

24-août-98

•

jou r

Figure 4. Les valeurs de la température minimale pour la période 1997-1998

Les valeurs journalières de l'ensoleillement pour la période 1976-1998 (avec deux périodes

en lacune) sont présentées sur la Figure 5. Rapporté à la moyenne annuelle de 5,3 heures

d'ensoleillement journalière, l'hiver présente généralement un ensoleillement inférieur (entre

oet 5 heures).

Ensoillement journalière

6

8

4

2

o

e'"r:l401

16

14

.-. 12

.c....,-;; 10401

Ela

janv-76 sept-78 juin-81 mars-84 déc-86 sept-89 juin-92 mars-95 nov-97

temps (jour)

Figure 5. Les valeurs d'ensoleillement journalier pour la période 1976-1998

62

L'ensoleillement ne dépasse la valeur moyenne que durant la période d'été.

La valeur maximale pour la période 1976-1998 est de 14,1 heures.

4./.4 La vitesse du vent

La vitesse moyenne mensuelle du vent à 2 m pour la période 1997-1998 est de 0,34 mis ; elle

dépasse la moyenne annuelle de mai à juillet/août avec une moyenne de 0,43 mis.

Figure 6. La vitesse moyenne mensuelle du vent pour l'année 1997

Figure 7. La vitesse moyenne mensuelle du vent pour l'année 1998

63

Au cours de la saison d'hiver et d'automne la vitesse du vent ne dépassent pas la valeur

moyenne qu'en janvier 1998, avec une valeur de 0,67 mis. Mais sur ce mois de janvier les

valeurs journalières ne dépassent pas 0,4 mis sauf pour 29 et 30 janvier où la vitesse atteint

0,9-1,1 mis.

En général, au mois de janvier, les jours avec une vitesse de vent nulle sont nombreux.

4./.5 Comparaison de différentes méthodes d'estimation de l'évapotransp;ration

Les méthodes, citées dans les paragraphes précédents, pour l'estimation de

l'évapotranspiration sont nombreuses, mais pour le calcul nous n'avons choisi que trois

méthodes d'estimation: les formules de Thornthwaite, de Turc et de Penman (bilan radiatif).

En appliquant la formule de Thomthwaite on observe (Figure 8) que les variations

saisonnières sont bien marquées avec deux minimums dans la période d'hiver et un maximum

dans la période «sèche» (juillet-août) avec des valeurs moyennes mensuelles comprises entre

°et 93 mm dans la période d'automne et d'hiver et entre 119 et 138 mm dans la période d'été.

200,00 1

ê 150,00 ~~ 100,00 ~~ 15000-,

0,00 1 1 1 1 1 1 1 1

o 1 2 3 4 5 6 7 8 9 101112131415161718192021222324

1 moist+--EIP 1997 - EIP 1998

Figure 8 La variation saisonnière de l'ETP

En comparant les valeurs d'ETP obtenu pour les deux années 1997 et 1998 (Figure 9), nous

observons une bonne corrélation entre les deux séries de valeurs (le coefficient de corrélation

a une valeur de 0,96, et le coefficient R2 sur le graphique est égal à 0,92).

La formule de Turc est basée sur la détermination de paramètres climatiques moyens pour une

période donnée. Elle permet de calculer l' évapotranspiration par mois ou par décade.

200,00150,00100,0050,00

0,00

0,00

64

200,00

e150,00e

1 •~

R2=O,92OC0'\0'\~ 100,00--~~ •

50,00

ETP (1997)-mm

Figure 9 Corrélation entre les valeurs de l'évapotranspiration de la période 1997-1998

Les résultats du calcul pour les valeurs décadaires sont présentés en annexe et parallèlement

nous avons opéré les cumuls mensuels.

Nous comparons (Figure 10)les lames moyennes mensuelles obtenues à partir de chaque

modèle d'évapotranspiration. Les valeurs de l'évapotranspiration mensuelle moyenne calculée

par la méthode de Turc s'approchent des valeurs de l'évapotranspiration mensuelle calculée

par l'équation de Thomthwaite. Entre les deux séries de valeurs, il y a un coefficient de

corrélation de 0,98 pour l'année 1997 et de 0,86 pour l'année 1998. Entre les deux séries de

valeurs de l'évapotranspiration calculées par la méthode de Turc il y a un coefficient de

corrélation de 0,82.

La question qui se pose est l'explication de la diminution du coefficient de corrélation.

Nous observons pour les deux années d'étude une différence importante entre les valeurs de

l'évapotranspiration calculées pour le mois de juillet (61,84 mm et 115,74 mm) par les deux

méthodes (Figure 10).

L'équation de Turc tient compte de la température et de la durée de l'ensoleillement. En ce

qui concerne les valeurs de l'ensoleillement nous constatons une valeur constante (égal à 1)

pour cette variable pour tout le mois de juillet.

Il y a probablement une erreur dans la série de données. Pour la confirmer, nous avons fait un

test d'homogénéité sur ces valeurs. Le test proposé est la technique du double cumul (en

portant en abscisse le temps cumulé et en ordonnée la valeur cumulé de l'ensoleillement ­

Figure 11).

65

1. ETP Thomthwaite - ETP Turc 1

140,00

•.- 120,00 • • laElEl 100,00 •-- • •~ 80,00~~ 60,00

,40,00 • ,20,00 • • •, • •0,00 --

0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 Il 12

.mois

Figure 10 Comparaison de valeurs d'ETP pour 1997

avant correction

1000 1200 1400 1600 1800 2000800600400200

200018001600140012001000800600400

200 J.-,.,....0.-------,-------,--,------,---,--------,-------,--,----------.------,

o

Figure 11 L'ensoleillement cumulé (LX est le temps cumulé en jours et LY

l'ensoleillement cumulé en heures)

La méthode du double cumul est classique en statistique (Musy A. et al., 92), comme une

méthode d'analyse de l'homogénéité des séries de données à côté de celle des résidus

cumulés.

66

La technique recommandée (Allen R. et al., 98) est la suivante:

1. On cumule les deux variables Xi et Yi

2. On fait une analyse visuelle du graphique résultant pour découvrir la partie non homogène

3. On calcule les droites respectives de régression pour la série homogène et pour la série

non homogène; on calcule la première droite de régression à partir de l'origine et la

deuxième à partir de la première valeur de la série non homogène

4. On calcule la différence entre les deux droites de régression

5. On corrige les valeurs

Nous observons dans la Figure Il un palier (à l'intérieur du cercle rouge) qui correspond

exactement à la période juillet 1998.

après correction

800 1000 1200 1400 1600 1800 2000 2200600400200

2400 -i

2200 ]i2000

1800 1116001400 ,1200 ~1000 l800 l600 J

400 ~200~.............

O..-------.--,------.--------,---.-------.---,------,-------,-----,---~

o

Figure 12 L'ensoleillement cumulé corrigé (LX est le temps cumulé et LY

l'ensoleillement cumulé)

Dans la Figure 12 nous présentons la courbe du double cumul corrigé. Puis, nous recalculons

les valeurs de l'ensoleillement corrigé pour le mois de juillet et les valeurs de

l'évapotranspiration calculée par la méthode Turc. Dans la Figure 13 nous montrons le

résultat pour l'année 1998.

67

1. ETP Thomthwaite • ETP Turc 1

160,00

-- 140,00 • •S 120,00 • •S •-- 100,00 •~ 80,00 "E-c •~ 60,00 • •

40,00 •20,00 • •• • • •0,00 --

0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 Il 12

.mois

Figure 13

Une fois les corrections faites, entre les deux séries de valeurs calculées par Turc et

Thomthwaite pour l'année 1998, le coefficient corrélation passe à 0,983.

Les formules utilisées dans le paragraphe précédent, qui donnent des informations sur la

variation de l'ETP et sur le régime climatique, ne permettent pas de calculer

l'évapotranspiration à des pas de temps plus fins. Or pour notre modélisation, nous avons

besoin de valeurs d'ETP journalières. Pour cela nous utilisons la formule de Penman. Cette

formule tient compte de : la radiation solaire, l'albédo, la tension de vapeur saturante et la

tension moyenne de vapeur, la vitesse du vent.

Calculées par Penman, les valeurs journalières d'évapotranspiration pour la période d'étude

(1997-1998) ont une moyenne interannuelle de 2,94 mm/j (écart type de 2,11 mm/j). Les

variations saisonnières sont bien marquées (Figure 14) avec un minimum en hiver et un

maximum en été, avec des valeurs comprises entre 0,10 et 0,28 mm/j et entre 8,49 et 8,79

mm/j. La variabilité interannuelle est faible. La représentation sur la Figure 14 des valeurs

journalières accompagnées de l'écart type (Figure 15) à la valeur moyenne mensuelle permet

de remarquer une variabilité journalière au cours de l'année qui s'explique par la forte

variation des conditions atmosphériques.

68

10 -

9 -

8 ~

7

6

c..5

~4

3

2

O~---'''"------=--r------,----------,---~~------,----.----------,-----=--------o'--

1/1/97 1/4/97 30/6/97 28/9/97 27112197 27/3/98 25/6/98 23/9/98 22/12/98

jours

Figure 14 Variabilité de l'évapotranspiration calculée par Penman

2,500

2,000~

~ 1,500

i 1,000("l.~

0,500

0,000 +---,...---,---.,.---r------,..-------,,..-----,-----,01112/96 ll/03/97 19106/97 27/09/97 05/01198 15/04/98 24/07/98 01/11198 09102/99

mois

Figure 15 L'écart type à la valeur moyenne mensuelle

Le Comité d'Irrigation de l'A.S.C.E (American Society of Civil Engineers) a proposé une

étude détaillée pour évaluer les performances de différentes procédures de calcul de

l'évapotranspiration. Cette étude utilise 20 méthodes d'estimation de l' évapotranspiration

pour diverses conditions climatiques. L'étude montre des performances très variables et ses

conclusions peuvent être résumées comme suit:

• Les méthodes empiriques ont besoin d'un calage rigoureux pour les conditions locales et

démontrent des limites globales de validité;

• Les méthodes du bilan d'énergie montrent de bons résultats en climat humide, mais dans

les zones sèches, elles ont tendance à surestimer la valeur de l'évapotranspiration ;

69

• La méthode du Penman demande un calibrage local de la fonction de vent pour avoir des

résultats satisfaisants.

• La méthode Penman-Monteith est la mieux adaptée tant pour les climats humides que

pour les climats tempérés.

En analysant les résultats de l'A.S.C.E et d'autres études européennes, la F.A.O.

recommande la méthode de Penman-Monteith comme méthode standard d'évaluation de

l'évapotranspiration (Allen R. et al., 98).

L'équation Penman-Monteith recommandée par la F.A.O. s'écrit:

900o408 . L1 . (R - G)+ y . . "2 Je - e )ET = ' n t + 273 ~ s a

L1 + y. (1 + 0,34· "2)

où

Eq 8

ET: évapotranspiration (mm/j)

Rn: radiation nette (MJm-2r 1)

G: flux de chaleur du sol (MJm-2r 1)

t : température moyenne journalière (OC)

es: pression saturante de vapeur d'eau (kPa)

ea : pression actuelle de vapeur d'eau (kPa)

L1 : pente de la courbe de la pression de vapeur (kPaoC1)

y: constante psychométrique (kPaoC1)

En comparant les trois méthodes utilisées dans notre étude, nous observons que les valeurs

annuelles calculées par la méthode Penman dépassent d'un facteur 2 environ les mêmes

valeurs calculées par les méthodes empiriques (Tableau 2).

En tenant compte des conclusions de l'étude d'A.S.C.E. et de la recommandation FAO, nous

avons réalisé une macro-commande en VISUAL BASIC sous EXCEL pour calculer les

valeurs journalières de l'évapotranspiration par la méthode FAO/Penman-Monteith. Cet outil

suit l'algorithme proposé par Allen et al. en 1998 pour calculer l' évapotranspiration

journalière.

Pour un jour donné, J, la macro-commande donne les valeurs de la température maximale,

tmax, de la température minimale, tmin, de la vitesse du vent à 2 mètres du sol, "2, du

rayonnement extraterrestre, Ra, de la durée d'insolation effective, n, de durée astronomique

possible d'insolation, N. Ensuite la macro-commande calcule:

70

• Le déficit hygrométrique:

(17,27· t Je(t) = 0,6108· exp (kPa)t + 237,3

• L'humidité relative maximale de l'air, RHmax, minimale, RHmin, et moyenne, RHmoy,

100 ·eaRHmax! min = (%)

e(t max:t min)

• La radiation solaire d'onde courte, s; s, = (0,25 +0,50' ~J. Ra (MJ/m?j)

• La radiation solaire diffus Rso, R, = (0,75 + 2 .10-5. z). Ra(MJ/m2j)

• Radiation solaire relative, Rs / s;• Radiation solaire nette Rn, Rn = Rns - Rnl (MJ/m2j), avec Rns la radiation nette d'onde

courte, Rns = (1- a). R s , a étant l'albédo et Rnl la radiation nette d'onde longue,

Rn! = (T • T~oy . (1- 0,34 .~). (1,35. Rs - 0,35J ' (T la constante Stefan-BoltzmanRso

(4,903.10-5 MJIK-4m-2r 1) , Tmoy est la température moyenne en OK

• Constante psychométrique y, r = 0,665.10-3• P (kPa/°C), avec P la pression

(293 - 0 0065 . J5.26

atmosphérique P = 101,3· ' Z (kPa)293

• La pente de la courbe de la fonction reliant la pression de vapeur saturante et la

409S.[0,6IOs.exp( 17,27·t J]t + 237,3

Le calcul se déroule de manière tabulaire et nous en donnons un exemple pour le 1 janvier

dans le Tableau 1.

Tableau 1

Calcule de l'év apotranspiration journalière par la méthode cie Pè'IlI11aI1-\k1l11Cilh mm j

tmax -5,27 oC trouvé

tmin -6,53 oC trouvé

tmoy -5,90 oC cale

11Iew==tmin-K où K=2 pour zone aride -8,53 oC cale

etmax 0,41 kPa cale

ennin 0,37 kPa cale

es 0,39 kPa cale

ea 0,32 kPa cale

es-ea 0,07 kPa cale

RHmax 85,62 % cale

RHmin 77,71 % cale

RHmoy 81,67 % cale

~ 0,03 kPa/°C cale

Altitude (z) 450,00 m

P 96,09 kPa cale

y 0,06 kPa/°C

Uz 0,40 mis trouvé

1+0,34uz 1,14 cale

M(~+y(1+0,34uz) 0,29 cale

y/[~+y(l+0,34uz)] 0,62 cale

900 uz/(tmoy+273) 1,35 cale

An 1,00

Latitude 45°14' 45,23 oN

Moins 1,00 Manual

DUour) 1,00 Manual

J 1,00 cale

Ra 10,28 MJ/m2j trouvé

n 0,00 h trouvé

N 8,50 H trouvé

n, 2,57 MJ/m2j cale

Rso 7,80 MJ/m2j cale

RslRso 0,33 cale

Rus 1,98 MJ/m2j cale

a 4,93E-09 MJ/K4m2j cale

al'"max 25,39 cale

al'"min 24,92 cale

al'"moy 25,15 cale

0,34-0,14 RACINE(ea) 0,26 cale

1,35(RsIRso)-0,35 0,09 cale

Rrn=al"'moy(0,34-0,14RACINE(ea»(1,35(RsIRso)-0,35) 0,62 MJ/m2j cale

Rn=Rns-RnI 1,36 MJ/m2j cale

G 0,00 MJ/m2j

Rn-G 1,36 MJ/m2j cale

71

72

0,408(Rn-G) 0,55 mm/j1

cale

0,408(Rn-G)M(~+y( 1+0,34u2)) 0,16 mm/j cale

900/(tmoy+273)U2Y/[~+g( 1+0,34u2)](es-ea) 0,06 mmlj cale

ET 0.22 Illlll(j cale

Nous constatons une diminution considérable des valeurs mensuelles et annuelles pour la

période 1997-1998 calculé avec la méthode de Penman-Monteith par rapport aux mêmes

valeurs calculées par Penman (Tableau 2). La différence absolue d'évapotranspiration

mensuelle varie de 10 à 73 mm pour l'année 1997 et de 2,2 à 118,6 mm pour l'année 1998.

Tableau 2 Les valeurs mensuelles et annuelles de l'évapotranspiration pour la période

1997-1998 calculé par les méthodes de Thornthwaite, Turc, Penman, et FAO Penman­

Monteith

Nous estimons que la méthode proposée par la FAü donne les meilleurs résultats pour notre

site d'étude. D'ailleurs les résultats obtenus par cette méthode s'approchent significativement

des valeurs citées par différentes sources bibliographiques, comme, par exemple, la

Monographie de la Roumanie (voir le chapitre 2).

73

4..2 CARACTERISTIQUES HVDRODVNAMIQUES DU SOL

La nature du sol et du substratum est importante pour la détermination de la répartition entre

l'écoulement de surface et l'écoulement souterrain.

Comme nous l'avons déjà noté (§ 2), le substratum du bassin versant de Voinesti est constitué

par des dépôts où dominent les argiles, les lœss argileux et les dépôts fins, argileux, compacts,

sauf à l'aval du bassin où on trouve des dépôts colluviaux. Nous pouvons donc supposer que

l'écoulement de surface est prépondérant.

Mais sur les petits bassins versants l'influence des conditions de sol contrôle beaucoup plus la

réponse hydrologique que sur les grands bassins versants.

Nous nous intéressons ici à une description du sol du point de vue de son fonctionnement

hydrologique en sachant que le passage ou non de l'eau dans les différents compartiments du

sol conditionne la réponse hydrologique du bassin versant pour la production des différentes

composantes de l'écoulement.

Nous essayons donc de déterminer:

• Une courbe de rétention pour chaque horizon pédologique

• Le profil d'humidité

• La conductivité hydraulique

Dans la pratique pédologique habituelle, on étudie des sols en analysant des profils (Musy A.

et al., 91) représentant des sections verticales de dimensions variables. La profondeur d'un

profil dépend de l'objectif recherché. La recommandation en ce qui concerne le nombre de

profils pour un bon échantillonnage varie de 2 à S profils pour 1000 ha (Canarache A. et al.,

67). Sur notre bassin versant dont la superficie est de 78 ha, nous avons réalisé deux profils:

un dans le périmètre de la station expérimentale et un autre sur l'unité de sol US 13 à 400 m

au SE de la station. Les dimensions des fosses respectent les dimensions d'un profil

secondaire (1S0xlOOxlOO cm). Parce que la délimitation sur le terrain des horizons du sol

s'est avérée difficile, nous avons prélevé des échantillons pour les profondeurs suivantes: 0­

30 cm, 30-60 cm et 60-100. Nous avons prélevé trois échantillons pour chaque intervalle de

profondeur.

Le but de cette campagne de terrain est d'établir les caractéristiques physique et hydrique du

sol (la teneur en eau massique et volumique, la conductivité hydraulique à saturation,

l'analyse granulométrique, la masse volumique réelle, etc.).

74

Les déterminations ont été faites dans le laboratoire du Physique du Sol de l'Université

Ovidius à Constanta et les résultats sont détaillés dans les paragraphes suivants. Parallèlement

à ces analyses effectuées dans notre laboratoire, nous avons utilisé des données fournies par

l'INMH.

4.2.1 Ana{vse de la phllse solide

L'échantillon de sol utilisé pour effectuer une analyse granulométrique est un échantillon

remanié de 100 à 200 g, prélevé à la tarière. Après un tri manuel des cailloux et les éléments

de taille importante, nous avons séparé les particules minérales par tamisage à l'eau, en

utilisant de l'eau distillée. L'analyse granulométrique a été faite par la méthode de l'analyse

discontinue à l'aide d'un aréomètre dont nous présentons sur la figure ci-dessous le résultat de

l'échantillon prélevé à la station dans l'horizon 0-30 cm. Les autres courbes granulométriques

sont données en annexe.

10,0001,000 2,000,1000,050,005 0,010

ARGILE - 28 % 1 " 1! ! 1 : 1 i l l

! ! 1

III1 ,1

! i 1 1 1

11 !

1

1 Il!SILT - 21 % ! 1

! 11 1 i II

! 1 il ilSABLE - 51 %

i i i! i

Iii ! 'ii!1 ! !

1 i 1 ! 1 i 1 1 i1

1

11

1 1i i 11

1

1 ! 1

1

1 1

~,.......

1

~~

1

.-A' 1 1 J1 1

./ 1

.JY1-- !....-1

1 1i

1

,1

i 11

11

1 1 ! 1 1 10,0

0,001

10,0

30,0

40,0

50,0

60,0

70,0

80,0

90,0

20,0

100,0

Figure 1 Résultats de l'analyse granulométrique pour horizon 0-30 cm à la station

expérimentale

Seule, la courbe granulométrique ne suffit pas à fournir une base de comparaison significative

entre les divers types des sols. Lorsque les proportions d'argile, sable et silt ont été

déterminées, le positionnement du sol dans le triangle textural fournit la dénomination de la

famille à laquelle le sol étudié appartient. Ainsi nous obtenons, pour l'exemple de la Figure 1

(28% Argile, 21% silt et 51% sable) un sol de type « lœss argileux sableux» selon le triangle

textural roumain (Stefan P., 86). Plus intéressant est l'étude de la variation granulométrique

75

sur le profil. La Figure 2 et la Figure 3 présentent la variation granulométrique pour deux

profils pédologiques. Dans la composition granulométrique, le rôle principal est tenu par

l'argile et le sable. Pour le profil pédologique ouvert dans la zone de la station météo (Figure

2), nous constatons une variation importante des fractions granulométriques. Dans la partie

supérieure du profil, jusqu'à 60 cm, le contenu d'argile est de 28 - 29%, mais dans la partie

inférieure du profil, nous observons une accumulation en argile qui atteint la valeur de 57%.

Le contenu de silt varie de 9% à 34% et le contenu de sable de 9% à 62%. Le sol de la tranche

supérieure (jusqu'à 30 cm) peut être classé (conformément à la classification texturale utilisé

en Roumanie) dans la catégorie du sol « lœss argileux sableux» (LAS). Le sol trouvé entre 30

et 60 cm est un sol « lœss argileux limoneux» (LAL) et le sol de 60 à 100 cm entre dans la

catégorie « sol argileux» (A). L'indice de différention texturale est supérieur à 2, ce qui

signifie une transition brutale entre les deux derniers horizons, caractéristique pour le passage

de l'horizon E (éluvial) à Bt (horizon illuvial ou textural).

o 20 40 60 80 100 %

z(cm)

O-+-------'----....----'-------III----L---------.J--------.A.

10

20

30

40

50

60

70

80

90

100

-+-argile

_silt

--.-sable

Figure 2 Variation granulométrique sur le profil réalisé à la station de Voinesti (profil 1)

L'horizon Bt présente une faible perméabilité, ce qui provoque une stagnation temporaire de

l'eau dans le profil et confirme le phénomène de pseudo gleyification.

Par contre le profil réalisé au SE de la station présente une homogénéité de la composition

granulométrique (Figure 3). Le contenu d'argile varie entre 23% et 28% et celle de silt est

d'environ de 21%. Le sable domine dans ce profil, avec des valeurs comprises entre 51 et

57%. Le sol de tout le profil se place dans la catégorie de sol « lœss argileux sableux» (LAS)

et il est très difficile d'identifier les horizons pédologiques majeurs. Apparemment cette

76

situation est due aux phénomènes de glissement de terrain qui se sont produits une dizaine

d'années auparavant. L'argile se trouve à partir de 2-3m de profondeur, mais nous n'avons

pas effectué de sondage jusqu'à cette profondeur.

0 20 40 60 80 100

0 0/0

10

20 e ,

30 ~I

40.......-argile

50 -silt

60 ~ 1 .......... sable

70

80

90

100 z(cm) •

Figure 3 Variation granulométrique sur le profil réalisé à SE de la station de Voinesti

(profil 2)

Lorsque la phase solide est supposé inerte et indéformable, ses caractéristiques sont des

constantes et représentent dès lors, au même titre que la texture, des critères de différentions

des sols (Musy A. et al., 91). La spécificité de la phase solide d'un sol découle de sa

composition minéralogique et s'exprime par sa masse volumique réelle, Ps.

Pour les deux profils précédemment définis, les valeurs de la masse volumique réelle varient

entre 2,65 et 2,70 g/crrr' (pour le profil 1) et entre 2,59 et 2,61 g/cnr' pour le deuxième profil

(Figure 4). La masse volumique apparente sèche, Pas, varie de 1,39 à 1,53 g/crrr' pour le profil

1 et pour le deuxième profil cette grandeur est environ de 1,57 g/crrr'. On en déduit la porosité

du sol pour les deux profils: elle varie pour le premier profil de 42% à 48% et reste constante

de 39% pour le deuxième profil. La masse volumique naturelle varie de 1,70 à 1,80 g/cnr'

pour le profil 1 et de 1,74 à 1,85 g/crrr'pour le deuxième profil.

77

p (g'an~~an~

0 0,5 1,5 2 2,5 3

0 0 0,5 1,5 2 2,5 3

020

20

4040,-..

ë ,-.

~60ëCol 60N '-N

80

~80

~100 --+-1\ -: A-:- 100 --+-1\

--p --p120 120

Figure 4 Variation de la masse volumique pour le profill(à gauche) et pour le profil 2 (à

droite)

4.2.2.1 La teneur en eau

Es» caractéristiques hydrodynamiques sont étudiées au travers de trois paramètres : la teneur

en eau, la conductivité à saturation, la courbe de rétention en eau.

La mesure directe de la teneur en eau d'un échantillon de sol s'effectue simplement par pesée

avant et après étuvage. La teneur en eau est une grandeur variable dans l'espace et dans le

temps. Cette variabilité peut être étudiée localement sur un profil hydrique qui représente

graphiquement la distribution des teneurs en eau le long d'une verticale.

Les Figure 6, Figure 7, Figure 8, Figure 9, Figure 10 présentent tous les profils d'humidité

suivis en 1997 et 1998 de mai à octobre et les enveloppes minimales et maximales des profils

(en noir), définies comme les valeurs minimales et maximales à chaque profondeur. La

périodicité des mesures est journalière.

Entre mai et octobre la teneur en eau varie de 0,14 à 0,73 cm3/cm3 en surface (0-2 cm) en

1997 et de 0,14 à 0,84 cm3/cm3 en 1998. A cette profondeur, la plus grande amplitude est

constatée en août de 0,55 cm3/cm3 1997, avec la même valeur en août 1998. En général le

front d'infiltration descend vite jusqu'à une profondeur de 35-40 cm en gardant une valeur

constante au-dessous de cette profondeur. Cela montre soit qu'il n'y a plus d'infiltration au­

delà, soit que le coefficient d'infiltration diminue considérablement. Nous observons forte

décroissance de la teneur en eau pour les mois de septembre et d'octobre, parce que les

averses d'été ne peuvent pas maintenir une valeur stable de la teneur en eau reprise par

évaporation.

78

En s'intéressant aux courbes enveloppes, nous constatons une petite augmentation (au

maximum 0,10 cnr'rcrrr') à la profondeur de 80-100 cm. Cette situation est liée à l'horizon Bt

qui provoque une accumulation temporaire de l'eau. De plus, la couche d'argile peut

provoquer une remontée de la frange capillaire. Cette remontée se traduit par une

augmentation de la teneur en eau pour la tranche 80-100 cm.

4.2.2.2 Conductivité hydraulique à saturation

La conductivité à saturation a été évaluée pour chaque type d'horizon de sol sur des carottes

cylindrique de sol non remanié, de 2 cm de haut et de 5,6 cm de diamètre avec un

perméamètre à charge constante sans succion. Ce perméamètre à charge constante a été

construit en respectant les conditions standard selon le schéma de la figure ci-dessous.

9}-------------...

-."'-------0I~~~

IK----------~O

.---0)I-_~

Figure 5 Perméamètre à charge constante sans succion: 1 et 6- tuyau souple, 2- cylindre

gradué, 3,7- trop-plein, 4- réservoir d'eau, 5, 16-robinet, 8- alimentation, 9- réservoir à

niveau constant, 10, 11- tuyau piézomètrique, 12- corps du perméamètre, 13-plaque

poreuse, 14- échantillon, 15- ventilation (après (Udran M., 97) et (Ciurea C. et al., 99»

L'échantillon est introduit dans le perméamètre en s'assurant de l'étanchéité. L'air du sol est

éliminé par un flux d'eau de bas en haut. La présence d'eau dans le tube piézomètrique

marque la fin de l'évacuation de l'air du sol. Une fois l'air du sol évacué, nous mesurons le

volume de l'eau évacuée dans le trop-plein du réservoir, le temps en secondes et la différence

entre les deux tuyaux piézomètriques avec une précision du millimètre. Les mesures sont

79

répétées jusqu'à obtenir des valeurs stabilisées pour la valeur du volume infiltré (la différence

entre deux valeurs successives doit être inférieure à 10%). La conductivité à saturation ksat est

calculée selon l'équation:

vk sat =--=­

1

VV=--

A·T. h1 =-

1

où:

• V représente le volume d'eau (cm") évacué pendant l'intervalle de temps T (s)

• Ksat est la conductivité hydraulique à saturation (cm/s)

• A est la section transversale d'échantillon (crrr')

• h est la différence entre les deux tubes piézomètriques (cm)

• 1représente la hauteur d'échantillon (cm)

Eq 1

La valeur de la conductivité ainsi calculée est corrigée par un facteur de température, si celle­

ci est différente de la température de référence de 20°C.

Le suivi des courbes d'infiltration dans le temps montre que les volumes infiltrés croissent

d'une façon linéaire avec le temps.

ê~

!ool

3 3e (cm /cm )

o 0,1 0,2 0,3 0,4 0,5 0,6 0,7 0,8 0,9o1--\ _.l. , . • _,.!:

20·

40 -

60

80 .

100 .

120 -

140·

--+- 01/05/97----- 03/05/97. ---A --- 05/05/97----*- 06/05/97

x .. 07/05/97--+- 08/05/97-+-- 09/05/97--10/05/97--11/05/97--+- 12105/97

• 13/05/97A 14/05/97

~15/05/97

- - -li:- _. 16/05/97----0-- 19/05/97- - -+- - - 20/05/97-e-- 21/05/97---+-- 22/05/97--4---- 23/05/97- -24/05/97

-->\ .. 25/05/97-~27/07/97

~28/05/97

----0- 29/05/97--e-- 30/05/97---t;-- 31/05/97~minimu

~maximu

ê~

!ool

e(cm3/cm3)

o 0,1 0,2 0,3 0,4 0,5 0,6 0,7 0,8 0,9o1--_L-------l.-__,__~-~-~--.L.....-----.-L.--__' 1 _~__ .--1

20

40 .

60 .

80 .

100

120

140 -

80

~01/66/971

-02/06/97 1

--b.--- 03/06/97

~04/06/97

----.- 05/06/97

-06/06/97

-+--07/06/97

--08/06/97

- 09/06/97

• 10/06/97

11/06/97

---t:r- 12/06197 Il

-'-- 18/06/97 1

... -- 20/06/97

. 21/06/97 1

-'x--- 23/06/97 1

--G- 24/06/97

!' 25/06197

-+-- 26/06/97

--tr- 27/06197

--G- 28/06/97

---+- 29/06/97

-30/06/97

......... minimwn

....__maximwn

~22/06/97

.__. 1 l. • ..__ . _

Figure 6 Profils hydriques pour mai et juin 1997

81

e (cm3/cm3) e (cm3/cm3)

0 0,1 0,2 0,3 0,4 0,5 0,6 0,7 0,8 0,9 1 0 0,1 0,2 0,3 0,4 0,5 0,6 0,7 0,8 0,9o 1 _02/07/97 0 ........-01/08/97

----k- 03/07/97 _02/08/97

~04/07/97 --i<-- 03/08/97........-05/07/97 ---*- 04/08/97

1 _06/07/97 ........-05/08/9720 ~ }.--'~::K.-+-07/07/97 20

_06/08/97--08/07/97 --+- 07/08/97~-09/07/97 --08/08/97-+- 10/07/97 • 10/08/97

40 ~ t1lW'jj 1 11/07/97 40 11/08/97-I!r-12/07/97

~ 13/08/97~13/07/97 _14/08/97........-14/07/97

_15/08/9760 ~ l\-.lftà. 1 -15/07/97

60 --er- 17/08/97--er-17/07/97

--- 18/08/97Ê --18/07/97 Ê <, 19/08/97~ 11\ _+_-19/07/97 ~

- -20/08/97N

~i "N

-"-20/07/9721/08/9780 ":' \ -

-.h-- 21/07/97 80---+-22/08/97• 22/07/97_-- 23/08/97

~23/07/97

~24/08/97----e- 24/07/97••I! -. 25/08/97100 ~ J.~" 1 -25/07/97 100--+- 26/08/97-+-26/07/97--er- 27/08/97--er-27/07/97

-Q-28/07/97 ----e- 28/08/97

1 ---+-29/07/97 ---+-29/08/97120 ~ J. lit~ -VL'-Qf:II 120 _30/08/97_30/07/97

31/07/97 0 31/08/97

.........minimum -.-minimwn

_maximum _maximum140 J 140

Figure 7 Profils hydriques pour juillet - août 1997

82

., 25/10/97

---er-27/10/97

---+-- 2911 0/97

_30110197

~01/10/97

_02/10/97

__ 04/10/97

~05/10/97

_06/10/97

t; 07110/97

--08/10/97

• 0911 0/97

• 101\0/97

-+- 12/10/97

__ 11110197

. ,f- - 14/10/97

o 15/10/97

---tr- 17/10/97

-,-18110/97

2111 0/97

-+- 2211 0/97

--G-- 24/1 0197

_maximum

......-minimum

0,1 0,2 0,3 0,4 0,5 0,6 0,7 0,8 0,9oo l--'-----L----L----'~,'~~ _---"-_. -'- ...-J

40

20

9 (cm3/crnl

)

120 -

100

140

60

ê,;:."l

80 -

9 (cm3/cm3)

0 0,1 0,2 0,3 0,4 0,5 0,6 0,7 0,8 0,9

°t-_L 1 1 1 ~ 1 ~01l09/97--~~ -02/09/97

--4- 03109197

~04/09/97

20 -1,y ~J ] 1 ~05/09/97

-06/09/97

--08/09/97

• 10/09/9740 -1 &..~.

+ 12/09/97

~13/09/97

---7IE- 14/09/97

60 . [J 15/09/97

\\ 0 16/09/97ê ---tr-17/09/97,;:."l --18/09/97

80 .. \

--~ ..... 21/09/97

-+- 22/09/97

~23/09/97

~24/09/97

1001 u. 1 __ 25/09/97

-t- 26/09/97

---tr- 27/09/97

120 1 ... 1 -+- 29/09/97

-30/09/97

......-minimum

_maximum1

140________________< ,_._•• ._. ... __._.'" __ • __• ,~_._ •••• ._ •.•••• __ ,•• ••• •. ' -'-""-"---'--."0

Figure 8 Profils hydriques pour septembre - octobre 1997

83

3 3e (cm lem)

° 0,1 0,2 0,3 0,4 0,5 0,6 0,7 0,8 0,9 1 Il ° 0,1 0,2 0,3 0,4 0,5 0,6 0,7 0,8 0,9

0 -+- 01/06198

--+-- 01/05/98___ 02/06198

_____ 03/05/98 -A- 03/06/98-----k- 05/05/98 ~04/06198

20 ~ _X~1~06/05/98 20

~05/06/98-~:1(-_.. 07/05/98

-+-08/05/98 --+-- 06/06198

--+-- 09/05/98 -+-07/06198

4O~ ~' ~1!tiUo • 1-10/05/9840

-08/06/98---11/05/98 09106198---+--12/05/98

• 13/05/98 • 10/06198

b. 14/05/98 11/06198

60

li~15/05/98 60 -ir- 12/06198

.- - •• :1(••• 16/05/98e -18/06198Col · ' -----0-- 19/05/98'-' • 1

- - 20/06198N · ',', . -.+... 20/05/98, '

80 '" ----e--- 21/05/98 8021/06198

---+--22/05/98~22/06198

----+- 23/05/98 -)f-- 23/06198

-i-24/05/98 --tr-- 24/06198

100 ~ ~;M. 1-----,h-- 25/05/98 100 .•p .. 25/06198~27/07/98 -+- 26/06/98~28/05/98

---e-- 29/05/98 -r-tx-r- 27/06198

120 ~ iIl:ü1'. 1---e-- 30/05/98 --tr-- 28/06198

----tr- 31/05/98 120 -+- 29/06198~minimum ___ 30/06198-+--maximum -.-minimun

140 J 140 _maximun

Figure 9 Les profils hydriques pour mai - juin 1998

84

~01/08/98

_02/08/98

-Jk-- 03/08198

~04/08/98

~05108/98

_06/08/98

--+-- 07/08/98

--08/08/98

• 10108/98

--- - 11/08/98

~ 13/08/98- ,~- -- 14/08/98

_15108/98

---tr- 17/08/98

--18/08/98

19/08/98

--- -- 20108/98

21/08/98

----+- 22/08/98

--J-<:---- 23/08/98

---G- 24/08/98

", 25/08/98

--+-- 26/08/98

-----6- 27/08/98

~28/08/98

----+-29/08/98

_30108/98

o 31108198

......... minimwn

_maximum

9 (cm3/cm 3)

0,1 0,2 0,3 0,4 0,5 0,6 0,7 0,8 0,9o

60 -

o +-------"- ..L..--....L. .__L.__----'-- J

20 -

40 -

80

100

140 .

120 -

â~N

_02/07/98

---k- 03/07198

~04/07/98

~05/07/98

_06/07/98

-+-07/07/98

--08/07/98

09/07/98• 10/07/98

11/07/98

-l:r-12/07/98~13/07/98

---'.*- 14/07198

_15107/98

---b-17/07/98

--18/07/98- (p--- 19/07/98

- -20/07/98

---.J..-- 21/07/98

• 22/07/98

-*-23107/98

~24/07/98

---11>--25/07/98

-+-26/07/98---tr- 27107198

_28/07/98

-+-- 29/07/98_30/07/98

---tr- 31107198

......... minimwn_maximwn

9 (cm3/cm3)

0,1 0,2 0,3 0,4 0,5 0,6 0,7 0,8 0,9oo -

60 -

80 -

40 -

20

120 -

100 -

140

ê~N

Figure 10 Les profils hydriques pour juillet - août 1998

85

----l

--'-01/10/98

------ 02/10/98

-----*- 04/10/98

--.-05/10/98

"""""'-06/10/98

b. 07/10/98

---08/10/98

• 09/10/98

• 10/10/98

---+-- 12/10/98

--e---- 11/10/98

~14/10/98

15/10/98

----tr--17/1O/98

--18/10/98

- ~ - 19/09/19981

21/10/98 1

--+--22/10/98

--e---- 24/10/98

----<Tl------ 25/10/98

--&---- 27/10/98

--+--29/10/98

~:~~i::: 1_""-'-maximum 1

"'~~\~,.<},

a (cm3/cm3)

0,1 0,2 0,3 0,4 0,5 0,6 0,7 0,8 0,9oo ou 0' 0--._-,. ~~~ ...-~~

40

20

60

80

120

100

140

Ê~N

........ 01/09/98

---02/09/98

--Ir- 03/09/98

~04/09/98

........ 05/09/98

-+-06/09/98

--08/09/98

-+-10/09/98

+ 12/09/98

~13/09/98

~14/09/98

- -15/09/98

-+-16/09/98

-f:r- 17/09/98

-f:r-18/09/98

----Ir- 21/09/98

-+-22/09/98

~23/09/98

-e--24/09/98

-<1>- 25/09/98

-+-26/09/98

---tr-27/09/98

-+-29/09/98___30/09/98

"""'IIL-minimum

-maximum

a (cm3/cm3)

0,1 0,2 0,3 0,4 0,5 0,6 0,7 0,8 0,9o01 ~w! ....~_!

20

40

80

60

140

120

100

Ê~N

Figure 11 Les profils hydriques pour septembre - octobre 1998

2 3 4 5 6 7 8 9 10

temps (h)

1-0-30 cm __ 30-60 cm ---.-60-100 cm 1

900800

,;;-- 700

! 600~ 500lE 400=.- 300Q> 200

100o .~':--r-----r--'----.-----r--'----.----r--r---1

o

250

,;;-- 200e...:;;- 150.:lE 100.s~ 50

86

1-+-0-30 cm 30-60 cm --.-60-100 cm 1

2345678910

temps (hl.

Figure 12 Les courbes d'infiltration pour le profill(à gauche) et le profil 2 (à droite)

Pour le profil l, nous observons trois courbes différentes correspondants aux trois horizons ;

la valeur des volumes infiltrés diminue lorsque la proportion d'argile augmente dans le profil.

Par contre, pour le deuxième profil, la valeur du volume infiltré reste dans l'intervalle 10­

20 crrr' par heure et les courbes d'infiltration sont proches les unes des autres.

Les valeurs de la conductivité à la saturation sont reportées sur la Figure 13.

• à la station Il à hêtre

-e-- k..l=axb, a=I,4IlE-05, b=-O,359 -e-- k..l=axb

, a=O,006, b=-I,253

2,25E-05

2,00E-05

1,75E-05

1,50E-05..-..~ 1,25E-05eu- 1,00E-051i!~

7,50E-ü6

5,00E-06 @-. -2,50E-06 <:» ~

~

O,OOE+OO

0 30 60 90

profondeur (cm)

Figure 13 Les conductivités à saturation

En étudiant la relation conductivité à saturation - profondeur, nous observons deux tendances

pour le profil 1 (à la station) : une pente forte de décroissance de la valeur de la conductivité à

87

saturation ce qui signifie un drainage rapide suivie d'une pente beaucoup plus faible de la

courbe correspondant à un drainage lent.

Pour le deuxième profil (hêtre) la valeur de la conductivité à saturation varie entre 5,29.10-6 et

2,76.10-6 cm/s selon la profondeur. Ces valeurs correspondent à un drainage moyen à faible.

Nous avons essayé de trouver une expression analytique de la relation conductivité à

saturation - profondeur pour les deux profils de sol. Deux types d'équations peuvent exprimer

cette relation (y=ksat exprimé en cm/s, x= profondeur exprimé en cm):

1y= 2

a+b·x+c·xby=a·x

La première équation est un modèle à trois paramètres qui offre une bonne corrélation

(coefficient de corrélation égal à 1). La déviation standard est proche de zéro. La deuxième

équation est un modèle à deux paramètres. Le coefficient de corrélation varie de 0,999 (pour

le profil 1) à 0,989 (pour le profil 2) et la déviation standard est aussi proche de zéro

(0,0000001). Nous avons retenu pour notre exemple le deuxième modèle à cause de la plus

grande robustesse des modèles à deux paramètres. Le test d'adéquation utilisé est celui du Chi

carré. Deux itération sont nécessaires pour obtenir les paramètres qui prennent les valeurs

suivants (Figure 13 les séries sont représentées par les cercles bleus, respectivement rouges) :

• a=0,0006301 et b=-1,2532865 pour le profil 1

• a=I,4105'r-05 et b=-0,359201 pour le profil 2

4.2.2.3 Détermination de la relation succion - humidité

c.1)ms la zone non saturée du sol le potentiel de pression est une caractéristique du sol liée à la

teneur en eau, les deux paramètres variant simultanément.

Comme le bassin versant de Voinesti n'est pas équipé avec des tensiomètres, nous avons

établi expérimentalement en laboratoire la relation h(8) par mesure de la teneur en eau d'un

échantillon pour diverses valeurs de succion à l'aide d'un extracteur à plaque poreuse sous

une pression d'un bar. Les résultats donnent des courbes caractéristiques d'humidité du sol

pour chaque horizon et sont présentés dans la figure ci-dessous. On trouve en abscisses la

teneur en eau et en ordonnées le pF, qui est le logarithme décimal de la pression h.

88

Les graphiques soulignent que le sol du bassin versant de Voinesti présente une micro

porosité prononcée dans des conditions normale d'approvisionnement en eau.

0-30 cm 30-60 cm

2-;-------+--------'~---~

3,5 -,-----------,-------------~

3 -'------+----+-----­

2,5 -'------+-----.-------

504030

1,5 T-----+-----"-'--------'r-------,

1 -:----i--------+---­

i0,5 +-;----+----------'f----

o +-t -+- _

20

2,5 -'-----'-------4>-------

2+--------'-------.-----

3 -'-------+-------~,

i0,5 +-----è------'------"<-~

a +-1-------,----è-----~

20,000 30,000 40,000 50,000 60,000

3,5 -,---------------------,

""Co1,5-;---1----

i

a (%) e (%)L ~

60-100 cm

504030

1

1-,

1

\ 1

---t-. 1

1

Il

1

0,5

o20

"'­Cl.1,5

3,5 ,-----,-------r----~

3

2,5

2

e (%)

Figure 14 Courbe de rétention en eau

Les valeurs observées sont alors ajustées sur des lois empiriques comme celle de Van

Genutchen:

où: '* représente la teneur en eau résiduelle et a, n, m sont des paramètres empiriques

constants (Mermoud A., 98), (Musy A., 98). On admet fréquemment m=l-l/n (Lehmann F. et

al.,98).

89

Les résultats de cet ajustement peuvent être suivis dans le tableau suivant:

Tableau 1 Les résultats de l'ajustement de la formule de Van Genutchen

z (cm) a Il a- s e Nash (Oil,)

0:.30',,: 108 "0979; ~:O~ql(j~:, 0,96.. 1,12':-, ' . . ., . ".

- ,1. .• ~. :.; :.". ", '.

30-60 0,089 1,074 0,984 .' 0,0057' 0,97

·60-100 0035 1,12 0,965 0,014 0,93. ,

Avec une valeur de Br de 0,100 cm3/cm3 pour la profondeur comprise entre °et 60 cm,

respectivement 0,068 pour l'écart 60-100 cm, le coefficient de corrélation varie de 0,965 à

0,984, la déviation standard est comprise entre 0,0057 et 0,016, et le coefficient de Nash varie

entre 0,93 et 0,97. Ces paramètres statistiques confirment une bonne approximation de la

relation teneur en eau - potentiel de pression matricielle par l'équation de Van Genutchen.

90

4_' ANALYSE DES CHRONIQUES PLUIE-DEBIT

4.3.1 Introduction

01 détaille dans ce chapitre l'analyse critique qui a été effectuée sur l'ensemble des

informations pluviométriques et hydrométriques sur la période d'étude (1997-1998). Les

chroniques pluie-débit constituent les données de base pour une modélisation des processus

hydrologiques, même si elles restent insuffisantes lorsqu'on qu'on utilise un modèle «à base

physique ». L'accent est mis sur les périodes pluvieuses et les périodes de crues pour extraire

quelques-unes des principales caractéristiques dees événements et parce qu'on s'intéresse aux

pluies susceptibles de provoquer un écoulement rapide. Il s'agit de sélectionné un certain

nombre d'évènements averse-crue différents et représentatif des situations généralement

rencontrées.

4.3.2 Lesprécipitations

®ur étudier la pluie nous avons mis à profit l'existence du réseau pluviographique actuel de

l'INMH pour estimer les précipitations sur le bassin versant drainé par le ruisseau de la Vallée

du Muret. Ces appareils sont des pluviographes à siphon de type Junkalor avec une bague de

250 cm" fonctionnant avec volume de siphonnage de 10 mm. La donnée est enregistrée sur

des bandes de papier (pluviogrammes) et l'interprétation se fait manuellement. On dispose de

7 pluviographes distribués sur le bassin en fonction de l'altitude (Zlate L, 99). La Figure 1

précise l'emplacement de ces pluviographes. Le pluviographe P3 se situe à peu près à

l'altitude moyenne du bassin versant.

,<nQl -QI.

:44f -•.,..... ~........ ..,.<OII_· ..r._.­...... ,,z.

IIU.-"

~... -...J'BD •.,.... -...

H (ll\dMI

0.1,

0.3,

0.5

vOlNESTr

(78.'1 h-ai

Figure 1 Localisation des pluviographes (tiré de Zlate, 1999)

91

Par souci de simplification et par manque de temps pour traiter l'ensemble de l'information

existante, nous n'utilisons dans notre étude que les données fournies par ce pluviographe P 3

et nous considérons que la pluie est uniformément répartie sur le bassin versant.

Le nombre d'événements pluvieux enregistrés sur le bassin versant de Voinesti varie de 62 en

1997 à 64 en 1998.

Tableau 1. Statistiques des événements pluvieux (pluie en mm)

Lame précipitée - 1997 Lame précipitée - 1998

Moyenne 9,48 Moyenne 9,65

Ecart-type 1,98 Ecart-type 1,58

Médiane 4,05 Médiane 3,20

Mode 1,20 Mode 0,80

Variance 242,36 Variance 160,23

Coeff. Aplatissement* 25,11 Coeff. Aplatissement* 4,53Asymétrie** 4,40 Asymétrie ** 2,01

Maximum 106,80 Maximum 57,70Cumul 587,70 Cumul 617,60

Nb. d'événement 62 Nb. d'événement 64Le Tableau 1 donne quelques paramètres statistiques sur les deux séries annuelles. Ils

permettent d'apprécier la constance de la hauteur moyenne de la pluie (entre 9,48 et 9,65

mm). Les valeurs minimales et maximales des lames d'eau tombées sur le bassin versant

confirment la variabilité inter événements avec des valeurs maximales allant de 57,50 à 106, 8

mm.

* Le coefficient d'aplatissement caractérise la forme du pic ou l'aplatissement relatif d'unedistribution par rapport à une distribution normale. Un coefficient positif indique unedistribution relativement pointue, tandis qu'un coefficient négatif signale une distributionrelativement aplatie. Le kurtosis se définit comme :

[ ( _J4]K - n.(n+l) t Xi -X _ 3·(n-1Y- (n-l).(n-2).(n-3L=1 s (n-2).(n-3)

où:-

n représente le nombre d'événements, Xi représente l'événement i, X représente la moyenne, sreprésente l'écart type de l'échantillon.** L'asymétrie caractérise le degré d'asymétrie d'un échantillon autour de sa moyenne.

[ ( _J3]lœ n t Xi-X

S w= (n-l).(n-2) i=1 -S-

Le coefficient d'aplatissement de la série de 1997 est plus grand que celle de la série de 1998,

du fait de l'événement des 2-4 août 1998 qui représente 1/5 de la pluie cumulée.

92

La pluie annuelle cumulée varie de 587,7 mm en 1997 à 617,6 mm en 1998 pour la période

d'avril(mai) à octobre.

1997

30 T

1

25

Col 20'"=Colg. 15

'Col.."'" 10

5

o01:00:00 02:00:00 04:00:00 06:00:00 08:00:00 10:00:00 15:00:00 20:00:00 Plus

Classes (heures)

1998

16 ~

14 1

12

cu 10'"cCol= 80"'f

6r..

4

2

0

01:00:00 02:00:00 04:00:00 06:00:00 08:00:00 10:00:00 15:00:00 20:00:00 Plus

Classes (heures)

Figure 2 Histogramme de la durée des averses (1997-1998)

Sur la Figure 2 qui représente les histogrammes des durées des averses de 1997 et de 1998, la

majorité des événements ont des durées comprises entre moins d'une heure et 5 heures (47

événements pour 1997 et 37 pour 1998), avec une distribution comparable pour les deux

séries. La plus grande durée enregistrée pour les deux années est de 36 heures correspondante

à l'événement exceptionnel qui s'est produit du 02/08/98 au 04/08/98.

93

Les cumuls annuels tout au long de ces deux années sont proches de la normale mais la

distribution des cumuls montre la variabilité intra saisonnière de ces deux années. On

remarquera en particulier une concentration d'événements importants en mai (31/05/97 et

16/05/98) et août-(02/08/97.

~1997 ----19981

700,00

0,00 -+----.~.,.___--------,------------r---____,r..'------_._---,_____---___.

11.03.1997 19.06.1997 27.09.1997 05.01.1998 15.04.1998 24.07.1998 01.11.1998 09.02.1999

600,00

500,00~~

:;400,00ë=Col

~ 300,00'Ss:

200,00

100,00

Temps (jours)

Figure 3 Cumul des lames journalières à la station Voinesti pour les années 1997 et 1998

Tableau 2 Statistique des intensités

(volume maximal en mm tombé en 5 minutes pour chaque averse)

Intensité max. à 5mn -1998 Intensité max. à 5mn -1998Moyenne 0,32 Moyenne 0,23

Ecart - type 0,05 Ecart - type 0,04Médiane 0,16 Médiane 0,10Variance 0,17 Variance 0,08

CoefT. Aplatissement* 7,34 CoefT. Aplatissement* 2,69Asymétrie** 2,49 Asymétrie** 1,76Maximum 2,00 Maximum 1,24

Nb. d'événements 62 Nb. d'événements 64

En étudiant les valeurs d'intensité pour les événements pluvieux nous constatons la constance

de la moyenne (entre 0,23 et 0,32 mm/5min). Les maximales de l'intensité confirment aussi la

variabilité inter événements avec des valeurs de 1,24 et 2,00 mm/5min.

Quelques-uns des paramètres statistiques des deux séries d'intensités sont donnés dans le

Tableau 2.

94

La Figure 4 présente la distribution des événements par classes d'intensités maximales pour

l'ensemble de la période. Notons que 52% des événements ont des intensités inférieures ou

égales à 10 mm/h soit 0,16 mm/min tandis que les événements avec intensités maximales

supérieures à 30 mm/h constituent un peu moins de 29% de l'échantillon.

,-----

70 -,-i

60

50~~= 40~

=c:l'",~ 301-~

20

10

10 20 30 40 50 Plus

Classes d'intensités maximales (mm/h)

Figure 4 Histogramme d'intensités maximales pour l'ensemble de la période d'étude

Un autre paramètre qui caractérise une averse est la forme du hyétogramme, c'est à dire la

distribution de l'intensité au cours du temps. De ce point de vue les hyétogrammes étudiées en

1997 et 1998 présentent généralement un pic d'intensité en début d'averse ou dans la

première tiers du corps d'averse. Cette situation est caractéristique des pluies orageuses

d'origine convective.

Pour quelques événements la pointe d'intensité est moins marquée; il s'agit en générale de

pluie de longue durée, observée par exemple le 29/05/97.

Les deux variables principales qui caractérisent l'écoulement sont :

• La cote de la surface d'eau libre, H, exprimée en centimètres ou mètres

• Le débit du cours d'eau, exprimée généralement en m3/s

95

Le niveau de la surface d'eau libre constitue la manifestation directe de la crue la plus

facilement observable, mais elle n'a de valeur que dans une section précise de la rivière tandis

que le débit reflète le comportement physique du bassin versant.

Pour le bassin versant de Voinesti, nous disposons de 15 enregistrements de crues pour 1997

et de 23 pour 1998. Les enregistrements proviennent d'un limnigraphe à flotteur opérant une

acquisition en continu du niveau d'eau. La plus grande hauteur d'eau enregistrée est de 40 cm

et elle a été enregistrée le 02/08/1997.

La transformation de la courbe de la hauteur d'eau mesurée en fonction du temps H=f(t) à

celle du débit Q=f(t) passe par une courbe de tarage qui rapporte la hauteur au débit pour une

section donnée. Les jaugeages (mesures instantanée de débit) réalisés à diverses cotes du plan

d'eau permettent d'obtenir un certain nombre de couple (Q, H). En général, on trace la courbe

de tarage manuellement, mais elle peut aussi être représentée sous une forme analytique. Les

expression de courbes de tarage les plus courantes sont (Musy A. et al., 92) :

• La forme polynomiale Q = a + b . H + C • H 2 +...

• La forme parabolique Q = a .H" (Diaconu C., 99)

• Q=a+b·Hn

Pour le bassin versant de Voinesti nous avons établi une courbe de tarage de forme

parabolique. Les paramètres a et n ont été fixés par une méthode de moindre carrée et ils

prennent les valeurs de 49,536, respectivement 1,227.

On note sur la Figure 5 que cette fonction analytique représente fidèlement les couples (Q,H)

mesurés. Un coefficient de corrélation de 0,999 confirme la bonne relation. On observe une

dépendance fonctionnelle entre les deux séries de variables.

Al'aide de cette expression de la courbe de tarage, nous calculerons les débits du ruisseau

Valée du Muret. Le calcul se fait automatiquement dans le logiciel ACROPOLE déjà présenté

dans ce mémoire.

0,08

0,07

0,06

- 0,05 1e

0,04 j-:I::0,03

0,02 ~

O.O~ j° 0,5

o

•

1,5

Q (mc/s)

Q=49,536H1.227

Q=f(H)

2 2,5

H Q0,005 0,0780,01 0,172

0,015 0,2820,02 0,397

0,025 O,5?80,03 Oj657

0,035 0;7~5

0,04 0,9340,045 1,0790:05 1,.249

0,055 ·1.4P~

0,06 ·1,580,065 1'?640,07 . 1,94~

Oj0752,129

96

Figure 5 Courbe de tarage du bassin de Voinesti mesurée (en bleu) et tracée à l'aide

d'une fonction analytique de type parabolique (en rouge)

Ce logiciel permet aussi une représentation graphique couplée de l'ensemble

hyétogramme/hydrogramme, dont nous présentons un exemple à la Figure 6

4.3.3.1 Caractéristiques des crues

Le nombre de pluies ayant donner lieu à des crues enregistrées correspond environ à 30% du

nombre total de pluies observées avec des différences peu significatives d'une année à l'autre.

Tableau 3 Comparaison entre le nombre de crues enregistrées et le nombre de pluies

observées pour les deux années d'étude.

Forme des hydrogrammes de crue

En général, on remarque une analogie de forme entre les hyétogrammes et les hydrogrammes.

Indépendamment de la valeur du débit, l'hydrogramme de la crue présente une asymétrie vers

la gauche avec une branche ascendante très pentue, parfois pratiquement de la forme d'une

droite.

97

Tb=420 min

Tm=50 min

22:

'1 ' : 1

l' , 1

1 1

1 1

1 u1

23:1

1 e:

0.3115

9.0000

0.2774

0.5444

1.3457

1.0736

27 .0000

45.0000

36.0000

19.0000

"mm'", J.', ', :'!.."':'.,...'! ,œœœœ'! '! .,1 1 1 l, l '

1 1 1

1 1 1

1 1 1o il 1

\' ,: l "11 ~ "

1 :\, j 1 1

1:: ~',,: 1 11 1 l "-

1 ;; il ~, 1: ':1: : r'1"', -l..J: :/:: 1:::1 '" I~:

'L· :: 1 :: : 1 1:: l'"9. 19: 20: 21:

Data: zz/11/an

11 /Q6 /91.

Figure 6 Exemple d'un ensemble hyétogramme-hydrogramme

Débit maximal de la crue

Le débit maximum moyen est respectivement de 3,81 m3/s en 1997 et de 1,59 m3/s en 1998. Il

est intéressant de signaler que le débit maximal exceptionnel observé à Voinesti est de 16,08

m3/s lors de la crue du 02/08/1997, respectivement de 7,72 m3/s pour la crue du 08/06/1998

soit 5 fois les débits maximums moyens correspondants.

20

18

16

14

~ 12=~;'10.~

ri: 8

6

4

2

o3 5 7 9 17

Classes de débit (m 3/ s)

Figure 7 Histogramme de la distribution des débits maximums

98

La plupart des crues ont des débits maximums inférieurs ou égal à 3 m3/s (80 % des

événements). Sur le bassin versant de Voinesti 12,5% des crues ont un débit maximal dans la

classe 3 - 9 m)/s, et 7,50% dans la classe 9-19 m)/s.

Selon la courbe de probabilité empirique au dépassement, le débit prend la valeur de

16,08 m)/s pour une probabilité de 2,4% et de 0,040 m3/s pour une probabilité de 97,56%. En

dehors de cet intervalle, il faut utiliser la probabilité analytique. En Roumanie on utilise

généralement la distribution de Pearson III. Avec un ajustement sur une distribution de

Pearson III (Figure 8) le débit dépassé est de 44,96 rrr'/s pour une probabilité de 0,1% et et de

0,85 m3/s pour la probabilité de 99%.

I-+-empirique --l!E-analityque 1

1 1 'Il ! 1 1 1 ! ' 1, 1 1

1 1 1 Il 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1

1 ! Il 1 ! 1 1,

1 1 ! i !1 ,1 1 Il 1 " 1

11 11

1 1 Il 1 1 1 1 i !

1 1 1 1 Il 1,

1 i ' 11 l ,

1 1 t Il! II 1 , 1 1 t 1 1 1 , ! !1 ! t Il 1 Il " ! i 1 1 1 III 1 ! i 1 i1

1 1 1 1 Il ! 1 1 III ! 1 1 1: 1

'I, ! ! ! i ,1 1 1111

1 11 ! ! .1, , ,

1"

Il 1 i 1 ! Il 1 !,

1 t 11 il

1. ,

.n---. 1 Il 1 1 1 ! . 1 1 ! 1 ! 1 i, 1

1 --1-0... Il 11 1 1 1 1 1 1

1 11 1 1

1.,..;.. 1 1 i i Il i i 1

1 III ~ 1 1 11

1 1 11

! ! '"'i""'- .... '" 1 1 1 1

~ ..... 1 1

! , Il ~ho r--. l '1

1 j Il ~" l ,1 ! III

100

90

80

70

1 60

50'"..ë0' 40

30

20

10

o0.001 0.01 0.1

probabilité (%)

10 100

Figure 8 La distribution empirique et analytique sur un ajustement de Pearson III

Pou les débits dont les probabilités sont comprises entre 10 et 100 % les deux courbes

(distribution empirique et distribution de Pearson) sont proches l'une de l'autre, tandis que

pour les probabilités inférieures à cet intervalle les deux courbes diffèrent sensiblement.

Débit moyen

Le débit moyen de la période 1997-1998 a été calculée en divisant pour chacune des crues

enregistrées le volume ruisselé par le temps de base. On obtient une valeur de 0,19 m3/s pour

1997 et de 0,61 m3/s pour 1998 avec un maximum de 4,55 m3/s et une valeur minimale de

0,001 m3/s. Le diagramme de la Figure 9 montre la grande variabilité inter événementielle.

99

On note que le débit moyen maximal de l'année 1998 est approximativement deux fois plus

faible que la même valeur pour l'année 1997.

12

10

- 8~~e

6--~0e 40

2 t

0....1 ~ .. ~ ..t .....

11/03/ 97 19/06/97 27/09/97 05/01/ 98 15/04/98 24/07/98 01/ 11/98

Temps (jOUŒ)

Figure 9 Le débit moyen de la période 1997-1998

Durée de la crue et le temps de montée

La durée de la crue est très variable selon l'événement. On retiendra qu'à la station de

Voinesti plus de 50% des événements de crue ont une durée comprise entre 180 et

600 minutes et 47% des événements de crue ont un temps de montée compris entre 5 et

60 minutes.

Détermination des lames écoulées et du coefficient d'écoulement

Le logiciel ACROPOLE permet aussi de déterminer la lame écoulée. Pour cela le logiciel

détermine les coordonnées (débit, temps) des points correspondant au maximum de la crue et

à la fin de crue, ainsi que leur et leurs coordonnées.

Pour se rapprocher d'emblée de la phase de tarissement, nous déterminons le point dont la

distance au point de crue est supérieure au temps de montée (nous supposons que les couples

temps-débits qui se trouvent entre le pic et le point correspondant au double temps de montée

font partie de la courbe de décrue). Entre ce point et le point de fin de crue se trouve le point

de séparation entre la courbe de décrue et la courbe de tarissement - la fm de l'écoulement.

On applique la première dérivée sur cette série et on cherche le premier point où la dérivée

s'annule (en rouge sur la Figure 10). Nous considérons que ce point correspond à la fm de

l'écoulement direct.

100

Puis le logiciel calcule le volume d'écoulement en appliquant la formule des trapèzes pour la

superficie comprise entre le début de la crue et la fin de l'écoulement, diminuée du volume de

base.

1.4 ,-----.---r----.-----,---.-----,---,-----r-----,

~ 1.2 ··················1···_· ···1····················\···················;····················t····················\..··················f···················1..················

g 1 ! !··········..·····1···················!····················f·············· ··,····················J·······..··········1·········..···· ..·

0.8

0.6

0.4

0.2

0.8

41 0.7'4l.c:..

0.6'4l"C-41

~0.5..,

e0' 0.4

0.3

0.2

0.1

0

O'-_-'-_--''-_--I...-_.........I.__--I...-_.........I.__....L...-_---'----==-.l

1000 1050 1100 1150 1200 1250 1300 1350 1400 1450

Temps (mn)

0.9 ,---.-----,------r----,-----,---,-------,

::::::::...:·:··:::::~:L::: ..:::::::~::~:~I:::·:::::.:~.·:·:·:::I.::.:::::·::·::::::::··:[:::::::.::~::~:::·::r::::.::.~:·~::::::::I:~:·:::·::·:::.:::.:::

.........................1 1... ..1 .1 ..1 ..1. ..

=J:-t---rl---~+-...Q.1 '-__..1...-__--1...-__--'--__--'-__.........1. 1.-_-----'

1100 1150 1200 1250 1300 1350 1400 1450

Temps (mn)

Figure 10 Séparation de l'écoulement (en abscisse, le temps en minutes et en ordonnée le

débit en m3/s)

Nous supposons que le volume de base varie linéairement du début à la fin de crue. En

divisant le volume écoulé par la superficie du bassin versant nous obtenons la lame écoulée

101

pour chaque crue. Le logiciel calcule aussi le coefficient d'écoulement, comme le rapport

entre la pluie nette et la pluie brute. Toutefois, dans le cas des hydrogrammes multiples le

logiciel ne décompose pas les hydrogramme. Cette décomposition doit être faite à la main.

C'est la raison pour laquelle pour 38 évènements enregistrées, nous avons analysé 40 crues.

La lame écoulée sur le bassin versant de Voinesti varie entre un minimum de 0,22 et un

maxima 87,20 mm pour l'ensemble de la période d'étude. La moyenne pour la même période

et de 11,42 mm. Le maximum pour l'année 1997 et de 87,20 mm tandis que pour 1998 il est

de 33,2 mm. Les minimums sont de 0,22 mm pour 1997 et de 0,67 mm pour 1998.

100,00

90,00

80,00,-..

El 70,00El--4J 60,00o4J..'s. 50,00.;;:~a..e, 40,004JEl 30,00= •...:l

20,00 • ••10,00 .....•• •• ••• 3to7l97JJR10~80,00

05/06/980,0 20,0 40,0

•

60,0 80,0 100,0

•

120,0

Lame écoulée journalière (mm)

Figure 11 Relation entre lame écoulée et lame précipitée pour l'ensemble de la période

L'analyse s'appuie sur une comparaison des lames écoulées du bassin de Voinesti avec la

hauteur de précipitation associée. Nous pouvons tracer sur le graphique présenté de la Figure

11 une enveloppe supérieure. Cette enveloppe correspond un seuil de lame écoulée journalière

associée à une lame précipitée journalière. Lorsque des précipitations importantes sont

précédées de jours sans pluie, elle donne lieu à des lames écoulées peu importante. Cela

s'explique par le fait que le sol a le temps de se ressuyer: 48 heures sont suffisantes. C'est le

cas, par exemple, des événements des 04/06/97, 13/07/98 et 06/09/98.

Au contraire, par exemple les 01/06/98, 14/06/98, des précipitations au volume relativement

faible (8mm, respectivement 3,2 mm) ont produit des lames écoulées correspondant à des

coefficients d'écoulement forts (70% en moyenne). En effet, le sol était très humide à cause

des pluies antérieures abondantes qui n'avaient pas totalement ressuyé.

102

Le coefficient d'écoulement moyen pour 1997 est de 0,54 et pour 1998 de 0,52. Les valeurs

maximales sont entre 0,99 et 0,92 et les valeurs minimales varie de 0,03 (1997) à 0,06 (1998).

La plus grande valeur du coefficient d'écoulement (0,99) a été enregistrée lors de la crue de

31/07/97.

Il est intéressant de savoir quelles sont les conditions dans lesquelles les précipitations

peuvent donner lieu à des écoulements comme par exemple lors de l'événement du 12/1 0/97.

Pour faire cette analyse, nous avons porté dans un graphique en abscisse l'intensité maximale

en 5 minutes, [max, en mm/mn et en ordonnée la pluie précipitée, Pbr, en mm en séparant

par une notation différente les événements qui ont produit de l'écoulement de ceux qui n'en

ont pas produit.

Pour l'année 1997 (Figure 12) nous observons une valeur de pluie qui permet de séparer au

mieux l'espace Pbr-Imax en deux demi-plans. Nous définissons cette valeur comme pluie

limite d'écoulement et elle est utilisée comme valeur seuil.

On observe facilement qu'en dessous d'une lame précipitée de 9,6 mm (moyenne pour

l'ensemble de la période), on n'observe pas d'écoulement sur le bassin versant de Voinesti.

• Pluies qui n'ont pas produit de l'écoulement

• Pluies qui ont produit de l'écoulement

---+-Seuil

• Pluies susceptible d'écoulée

3,002,50

•

•

2,00l,50

•

•

1,00

120,0 ]

110,0 1100,090,0

__ 80,0 1e 70,0 ls 60,0a-f 50,0!

40'0~J•30,0 ..20,0 •••10,0 ::IIi,:-::..~.rl/.....I~·=------L.....-_-----------â0,0 ~~~-------,--------.--------.-------,-----

0,00 0,50

Imax (mm/mn)

Figure 12 Détermination du seuil d'écoulement pour les précipitations sur le bassin

versant du Voinesti (1997)

103

Nous observons quelques événements (les couples des valeurs correspondantes Imax-Pbr sont

notés dans le Tableau 4), marqués en mauve sur le graphique, et qui ont des hauteurs de pluie

suffisante pour déclencher un écoulement, mais pour lesquels nous n'avons pas

d'enregistrement soit parce que le limnigraphe n'a pas fonctionnée, soit parce que les

limnigrammes ne peuvent être dépouillés, soit parce la précipitation survient après une longue

période sèche comme le 23/08/97).

Tableau 4 Précipitations susceptible de produire un écoulement, sans que celui-ci ait été

observé ou enregistré.

Date Imax5 Hauteur

16.07.1997 0,68 14,9

26.07.1997 0,63 19,8

01.08.1997 0,28 12,6

23.08.1997 0,83 12,9

12.10.1997 0,26 16,5

15.09.1997 0,07 11,3

En suite nous avons vérifié si se confirme cette valeur seuil de 9,6 mm se confirmait pour

l'année 1998. Sur la Figure 13, nous avons représenté de la même manière les événements de

1998.

• Pluies qui n'ont pas produit de l'écoulement • Pluies qui ont produit de l'écoulement

-Â- Seuil à 9.6 mm • Pluies susceptibles d'écoulée

70,0

60,0 • •50,0

.-..~ 40,0'-" •.Ë 30,0 •• • •=- • •20,0 • •

1 •• • •10,0 l - ft • • •• • Â

00 ~4a " • •, -

0,00 0,20 0,40 0,60 0,80 1,00 1,20 1,40 1,60

Imax (mm/mn)

Figure 13 Détermination du seuil de pluie pour le bassin versant de Voinesti (1998)

104

Nous observons comme en 1997 cinq précipitations qui dépassent le seuil alors que nous ne

disposons pas de crues enregistrées. Mais par opposition à 1997, il Y a aussi 8 averses sur 24

qui ont des précipitations inférieures à la valeur du seuil (en rouge en dessous de la ligne verte

sur le graphique) et qui produisent un écoulement. Parmi celles-ci, il y a des crues qui

correspondent à des averses groupées (par exemple, trois jours consécutifs de pluie les 30, 31

mai 1998 et 1 juin 1998 ou deux averses le même jour le 18 juin 1998) où à des précipitations

de forte intensité allant de 0,16 mm/mn à 0,86 mm/mn. Ces considérations confirment

l'hypothèse émise dans ce chapitre selon laquelle les caractéristiques du sol (humidité initiale,

texture) influencent l'écoulement sur l'ensemble du bassin versant.

104

4.4 ANALYSE PLUIE - EVAPOTRANSPIRATION

PJJ. dressant un bilan simplifié de la pluie par rapport à l' évapotranspiration, nous observons

que la période étudiée (mai-octobre 1997 et avril-octobre 1998) est dans son ensemble

déficitaire. Les valeurs d'évapotranspirationjoumalière sont bien distribuées (Figure l, Figure

2) et pratiquement constantes au cours des mois concernés par notre étude. En revanche la

distribution de la' pluie et très variable dans le temps. La période d'avril à octobre 1998

(-41,5 mm) est moins déficitaire que la période de mai-octobre 1997 (-118,8 mm).

mai 1997

4035

~ 30

~ 25';' 20:; 15;;: 10

~-Jœ,IfIfI)W\l,l,~WAAJW~mAI~~, ~ ~ ~ 0 ~ ~ ~ ~ ~ y

Temps (jour.)

juio 1997

I_Pluie _ET 1

40,0035,0030,0025,00 Ê20,00 S15,00 tl10,005,000,00

août J997

60

50

Ê 40E';' 30

~ 20

10

o

, ~ ~ ~ 0 ~ ~ ~ ~ ~ yTemps (jour.)

septembre 1997

60

50

40 Ê30 S20 tl10

4035

~ 30

~ 25';' 20.; 15

;;: 10

5o

403530

25 Ê20 S15 tl105

"fAlA~+0

~ ~

" "~m m~~ ~Ê:w wS.; 15 15 ti;;: 10 10

5 50.JIt-4"t-I~W4ItlHt~W~YtJW4J!ItI!"t"t'-H-0

, ~ ~ ,<:> ,'" ,1:> ,"1 ",'" ~ ",'b ..,'

Temps (jours)

juillet 1997

, ~ ~ ,<:> ,'" ,1:> ,"1 ",'" ~ ",'b ..,'

Temps (jours)

octobre 1997

III Pluie Il ET 1

25

20

î 15..:; 10;;:

o

Temps (jours)

20

15

Ê10 S

tl

o

20

~ 15EE';' 10.;;;:

Temps (jours)

20

15

Ê10 S

tl

Figure 1 Distribution de la pluie et de l'évapotranspiration journalière (1997)

On note que les périodes les plus déficitaires sont les mois de mai en 1997 (Figure 1) et d'août

en 1998 (Figure 2).

105

août 1998

30 -:- - 30

70 - - 70,00

ê ~~ = j =~:: ê.5. 40 - - 40,00 =

's 30 t -:- 30,00 i:l0: 20 - Â. -:- 20,00

10 -'- . - 1000o~ •.•• D"n" ••• ".!1 ••"': O,~O

, ~ ~ ~ 0 ~ ~ v ~ ~ ~

Temps Gours)

juin 1998

1, !

'" l"- 1=20-;- -20-

= ' =';;'15-!.. -15.5.

~ 10 + - 10 !:.i

~ llLu'UnIU,UIWnœnAW~1 - ~

Temps Gours)

septembre 1998

3S l'30 1-

ê 25 +.5. 20 +.; 15 +i: 10 l

-. 35

1. 30,.; 25

.L 20 lt 15 i:lt 10

-'- 51

LLO.....CL!IU!'l~_....a.....:-' 0

40 -r-

35 ~_ 30-!-

~ 25 +';;' 20 +'s 15 1­0: 10.1-

5 l­o i ,

- 40

- 35- 30

- 25 ê-r- 20 .5.- 15 !:.i-10- 5

...LJLJ.I...............'"-- 0

-, ~ -, ," ,"l ,b ,'" ,," ,," ,,'b "l'

Temps (jours)

juillel1998

-, ~ -, ,<::> ,"l ,b ,'" V "," ",'b "l'

Temps (jours)

oelobre 1998

, ~ -, ,<::> ,"l ,b ,q ,," ,," ,,'b "l'

Temps (jour.)

ê:~lI j f:.5.40 r401

i 30 T30~

0: ~~I.'i':':':'i';.'.h' ,,:,:':1,',',',';.:.,..,.,., t~~, ~ ~ ~ 0 ~ ~ V ~ ~ ~

Temps (jours)

60 T50

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l~ :J~

60

50

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20 !:.i

10

"t-t-.-.._.-,.-;.-;-e-..,-...,-;---!-O

.vrU1998

Figure 2 Distribution de la pluie et de l'évapotranspiration journalière (1998)

En 1997, avec une valeur de +160,7, le mois d'août est le plus excédentaire (Figure 1) en

observant la pluie tombée le 02/08/97 représente 42% du cumul mensuel. En 1998 nous

observons trois mois excédentaires, le mois d'avril (+36,5 mm), le mois de septembre (+59,8

mm) et le mois d'octobre (+52,5 mm).

106

Ces valeurs sont à comparer au total des précipitations annuelles (de janvier à décembre)

enregistré au pluviographe P3 et au pluviomètre P 13 qui sont de 916,9 mm pour l'année 1997

et de 859,9 mm pour 1998, alors que la valeur de la précipitation moyenne annuelle donnée

dans la bibliographie relative aux variables climatiques (voir chapitre 2)donne 773,6 mm,

pour la région de Voinesti. Nos deux années d'études sont donc des années de pluviosité

supérieure à la moyenne et si on compare les cumuls des précipitations et les valeurs

d'évapotranspiration annuelles, on constate que leurs bilans précipitation/évapotranspiration

potentielle sont excédentaires (Figure 3).

1000,0900,0800,0700,0600,0500,0400,0300,0200,0100,0

0,0

111997

1!11998

Figure 3 Distribution de la pluie et de l'évapotranspiration annuelle pour la période

1997-1998 (les valeurs sont en mm)

107

4.5 ETllDE DE L'EROSION DU SOL

q)ms ce paragraphe, on s'intéresse aux observations relatives à l'érosion du sol obtenues sur

deux parcelles de 40 rrr' soumises à des pluies simulées pour différentes préparations du sol:

l'une est labourée et l'autre est maintenue dans les conditions naturelles du reste du bassin

versant.

Parallèlement, on examine les résultats de l'équation universelle des pertes en sol (USLE) et

de l'équation de Motoc établie à l'échelle de la parcelle pour la Roumanie.

4.5.1 Site tUpérimentol

Les deux parcelles d'essai (Figure 1) ont été choisies avec les caractéristiques suivantes:

• une pente de 13% et un sol de type brun de forêt développé sur des sables et lœss argileux,

représentatifs de la région;

• une localisation sur un site de glissement stabilisé, représentatif du bassin versant.

Vers le limnigrap

Figure 1 Schéma des parcelles

Sur les deux parcelles de 10 fi de longueur et de 4 m de largeur, nous avons utilisé deux

situations expérimentales:

•

•

un travail simple du sol par binage non uniforme à 15-20 cm de profondeur selon la

technique pratiquée par les paysans dans la région;

la conservation d'une situation naturelle caractéristique de couverture herbacée, comme

sur la plus grande partie du bassin versant.

108

4.5.2 Protocoleexpérimental

01 a utilisé un simulateur de pluie constitué d'un tuyau perforé qui permet d'arroser toute la

parcelle. A partir d'un point d'alimentation, le débit d'eau est régulé par une vanne. Un canal

en béton (voir la Figure 1), à l'aval de la parcelle, récupère l'eau de ruissellement superficiel

et les particules de sol transportées.

Lors de la simulation du 23/09/1999, on a adopté un protocole basé sur une pluie d'intensité

constante de 2,9 mm/mn pendant 80 minutes pour la parcelle travaillée et 45 minutes pour la

parcelle naturelle.

4.5.3 Résultats

JIfin d'évaluer le rôle du travail du sol, des profils d'humidité ont été relevés avant et après la

simulation de la pluie sur chaque parcelle. Ils sont présentés dans la figure ci-dessous.

Teneur en eau volumique (%)

o 5 10 15 20 25 30 35 40 45 50 55 60o +-----'----'----------'--~~---'-----~---'--~----'--____:::-

10

.-. 20E~l; 30..."c:l

~ 40e..

j:l., 50

60

70

-+- avant de la simulation

_ après la simulation pour la parcelle non labourée

-+- après la simulation pour la parcelle labourée

Figure 2 Profils hydriques pour la pluie simulée du 23/09/99

En surface, après la simulation, nous n'observons pas de variation de teneur en eau pour la

parcelle travaillée, alors que pour la parcelle naturelle la différence est d'environ 10%. En

profondeur la situation change : la teneur en eau augmente rapidement pour le sol travaillé.

Cela s'explique par le fait que les mottes de labour ont piégé l'eau dans les dépressions du sol

favorisant ainsi l'infiltration. Pour la parcelle maintenue dans des conditions naturelles, le

profil hydrique a la même allure que les profils hydriques étudiés dans les paragraphes

précédents.

109

Pour chaque parcelle on mesure le ruissellement exprimé soit en Ils soit en mm/min et les

pertes en terre.

3 - - 3• Il-=QI2,5 2,5

-,e - :§:i

.2! ë= : ..e 2 - 2 eCJ-QI ,-. :a-. = ... ,.~

.,= e =ë. -. 1,5 - 1,5 ..

e ="0oS e -= 1= 1

QI '-' ..~

; 1 ë 1

-QI .. i..- = i'VJ '" 1

= 0,5 0,5..

QI-.5o 0

o 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100

- Â concentration en sédiment i

temps (mo)1,--------------------------------0

1!-+-- écoulement superficiel --- intensité

Figure 3 Variation de l'intensité de pluie, de l'écoulement et de la concentration en

sédiments pendant la simulation de pluie pour la parcelle travaillée

• 3 -=2,5

QI

.5~

2 'QI~

=QI ,-.

1,5 =~.g '-"-œ"'"-=QI

0,5 CJ=1. a e-.- ............... CJ, 0

20 40 60 80

temps (mn)

3 ,f---------..12,5 ÎoS e 1

QI '-' 2 1~ - 1

'QI ~ 1

.~ e 1,5 Î

~ .2! 1

~ = 1 J= = ".- ~

'S 0,5 1ë. 1O....---...,..-+----,------'l........-----!-

o

i-+-- intensité de l'écoulement

1 intensité de la pluie

___ concentration en sédiment ii

Figure 4 Variation de l'intensité de pluie, de l'écoulement et de la concentration en

sédiments pendant la simulation de pluie pour la parcelle naturelle

L'examen des hydrogrammes et des turbidigrammes donne les résultats suivant:

110

• la phase d'imbibition (exprimant la hauteur de la pluie tombée sur la parcelle sans

provoquer de ruissellement) est relativement longue: 22 minutes pour la parcelle

travaillée et 25 minutes pour la parcelle naturelle;

• au cours de la pluie les pertes en terre varient selon le traitement; la parcelle naturelle

conserve bien le sol (45 g de sol perdu), alors que la parcelle travaillée réagit moins bien à

l'agressivité de la pluie (145,91 g de sol perdu). Même en réduisant de moitié les pertes en

sol pour tenir compte de la durée de pluie deux fois plus courte, les pertes en terre sur la

parcelle travaillée représentent deux fois les pertes en terre sur la parcelle naturelle. On

note, de plus, que sur la parcelle travaillée les pertes en terre se poursuivent après la fin de

la pluie, puisqu'on enregistre encore à la 84ème minute une concentration en sédiment de

125 g/l ;

• le coefficient d'écoulement est de 0,29 pour la parcelle travaillée et de 0,32 pour la

parcelle naturelle ;

• on ne peut pas établir de corrélation directe entre l'écoulement et la concentration en

sédiments.

En adoptant une échelle logarithmique, nous observons une relation du type

logR = a logQ + b avec a égal à ---{),88 et b à 0,84 pour la parcelle naturelle. La relation est

satisfaisante tant sur le graphique que du point de vue statistique avec un coefficient de

corrélation et de 0,96 et une déviation standard de 0,08) - Figure 5.

S = 0.08251973r = 0.96344139

S =0.12266856r = 0.72152n5

~.3~.4

• • ••

•

~.6 ~.5 ~.5

LogQ

•• ••

~.7

.\~f>~--------------

~.4~.5~.7-1.1 ~.9

LogQ

-1.2

.\yfl.,----------------

:I.!l'ô h--.--r-r-r--r--.--,..--r--r--,-.--.-...,....,--.--.--.-,---,......,.......,,-j-1.4

Figure 5 Relation logR=f(logQ) pour la parcelle naturelle (gauche) et travaillée (droite)

Par contre, pour la parcelle travaillée la corrélation log-log n'est pas valide. On ne peut établir

qu'une relation décrite par l'équation: log R =1/(0 ·logQ + b) où le coefficient a est égal à -0,33

et b à ---{),94, mais le coefficient de corrélation n'est que de 0,72 et la déviation standard de

0,12.

III

Pour le calcul de l"érosion du sol, nous avons utilisé deux équations: l'équation universelle

de perte en terre (US LE) établie par Wischmeier et Smith, et sa variante roumaine par Motoc.

A partir de l'analyse et de la synthèse de plus de 10 000 mesures annuelles de l'érosion du sol

sur des parcelles et des petits bassins versants cultivés dans 46 stations de la Grande Plaine

Américaine, Wischmeier et Smith (1960 ;1978) ont établi un modèle empirique de prévision

de l'érosion du sol. Selon ce modèle, l'érosion annuelle du sol est un produit de facteurs (eq

1) (Roose E., 94) qui comprend l'érosivité des pluies (R), l'érodabilité du sol (K), un facteur

topographique (SL), un indice de couvert végétal (C) et un indice de pratiques culturales (P).

E =R . K . SL . C . p

Dans cette équation le facteur topographique s'exprime par :

Eq 1

SL = .Ji .(0,76 + 0,53' s +0,076' S2), où S représente la pente (%) et L la longueur du100

versant (en pieds, 1 pied=0,3048m).

Pour les conditions de la Roumanie, Motoc a adapté en 1970 l'équation de Wischmeier et

Smith et a obtenu (Nedelcu L., 2001) :

E = K . S . C . Cs . LO,3 . (1,36 +0,97 . l +0,138 . i 2) Eq2

Les paramètres ont la même signification que les paramètres du modèle USLE en utilisant une

symbolique différente: K=R, S=K, Cs=P et SL = LO,3 . (1,36 + 0,97·; + 0,138· ;2), avec L en

mètres et i en %.

Les résultats pour le modèle original USLE comme pour la variante roumaine de Motoc

donne une érosion annuelle exprimée en t/haJan.

Le Tableau 1 présente les résultats obtenus par les deux équations :

Tableau 1. Erosion du sol calculée par les deux équations pour les deux parcelles

USLE - Wischmeier USLE-Motoc

(tlhalan) (t/halan)

travaillée naturelle travaillée naturelle

11,85 3,56 10,42 3,13

Les résultats obtenus par la méthode de Motoc sont un peu inférieurs à ceux obtenus par la

méthode de Wischmeier mais pas significativement différents. Sur la parcelle travaillée et non

112

protégée - culture ou couvert herbacée - la valeur de l'érosion estimée par la méthode de

Wischmeier et Motoc dépasse de beaucoup la valeur d'érosion admissible estimée par Baloiu

V. et al., (1986) à 5 tlha/an pour les sols du bassin versant de Voinesti. En revanche, le

couvert herbacé offre une bonne protection avec un taux d'érosion estimé qui reste inférieur à

la valeur admissible.

<

Cflapftre50 :lvlodé{isation

117

TABLE DES MATIERS DU CHAPITRE 5

Chapitre 5. Modélisation 116

5.1 Construction du systeme d'information geographique 118

5.1.1 Introduction 118

5.1.2 Petit historique des SIG 120

5.1.3 Application d'ArcView au bassin versant de Voinesti 121

5.2 Application du modèle ANSWERS Erreur! Signet non défini.

5.2.1 Généralité à propos des étapes de mise en œuvre d'un modèleErreur! Signet

non défini.

5.2.2 Description générale du modèle ANSWERS Erreur ! Signet non défini.

5.2.3 Variables d'ANSWERS Erreur ! Signet non défini,

5.2.3.1 MNT Erreur! Signet non défini.

5.2.3.2 Données de pluies Erreur! Signet non défini,

5.2.3.3 Données de terrain Erreur! Signet non défini.

5.2.4 Résultats Erreur ! Signet non défmi.

5.2.4.1 Calage du modèle Erreur ! Signet non défmi.

5.2.4.2 Validation Erreur ! Signet non défini,

5.2.5 Discussion Erreur! Signet non défini.

5.2.6 Pertes en sol.. Erreur ! Signet non défini.

Clîayitre 5- 9vlodé{isation 116

5.1 Construction du systeme d'Information geographique 118

5.1.1 Introduction 118

5.1.2 Petit historique des SIG 120

5.1.3 Application d'ArcView au bassin versant de Voinesti 121

118

s.i CONSTRUCTION DU SYSTEME D'INFORMATION GEOGRAPHIQUE

s.t.t 1ntroâuaio«

Dans ce chapitre, on se propose de présenter certains des aspects théoriques et pratiques des

Systèmes d'Information Géographique (SIG) et de détailler l'application faite sur le bassin

versant de Voinesti. Comme il s'agit d'un outil relativement « nouveau », la première partie

sera consacrée à des notions de base et à quelques définitions relatives au SIG et à l'analyse

spatiale...

On trouve de nombreuses définitions pour le SIG qUI véhiculent toutes des expressions

communes touchant à la cartographie, aux bases de données et à l'analyse spatiale. Cette

variété reflète la dynamique de cet outil et de son évolution. L'une des ces définitions a retenu

notre attention pour sa clarté et sa généralité. C'est celle donnée en 1989 par la Société

Française de Photogrammétrie et de Télédétection: « un SIG est un système informatique

permettant, à partir de diverses sources, de ressembler et organiser, de gérer, de combiner,

d'élaborer et de présenter des informations localisées contribuant notamment à la gestion de

l'espace ».

Le SIG s'avère un outil puissant au travers de sa capacité à représenter la réalité sous la forme

de cartes thématiques par couche d'information (layer -distribution spatiale d'une catégorie

d'entité paramétrable). Un SIG permet aussi de croiser les données de sources différentes

(overlay). Une troisième propriété fondamentale est la possibilité de gérer une large base de

données (SGBD).

Il ne faut pas réduire la compréhension d'un SIG à une simple interprétation des résultats

obtenus à partir de données extraites par des requêtes préétablies. Chaque problème de gestion

ou d'aménagement de territoire est un problème unique qu'il faut traiter individuellement.

Pour mettre en œuvre un SIG, il est nécessaire de suivre la démarche décrite par les étapes

suivantes:

•

•

•

•

•

définir l'objectif du projet de SIG;

acquérir les données pertinentes ;

géoréférencer les données acquises;

traiter les données et interpréter les résultats;

établir le rapport final.

L'objectif d'un projet de SIG est lié à son domaine d'application, qui peut être: militaire,

administratif (urbanisme, transport, télécommunication), commercial (identification des

119

marchés), économique (ressources naturelles, agriculture, etc.), d'éducation, de recherche

(géologie, hydrologie, etc.).

L'acquisition des données est réalisée en fonction de cet objectif. Elle consiste à partir de

données provenant de sources extérieures au SIG, à les transposer dans un format numérique

compatible. Les principales sources de données sont les cartes thématiques classiques,

l'imagerie satellitaire, les photogrammes, etc. Diverses méthodes de saisies des données sont

pratiques: codage manuel, digitalisation à l'aide d'un table à numériser ou par saisie directe à

l'aide de la souris, vectorisation automatique d'images scannées à l'aide d'un logiciel adapté

(par exemple, MapScan) et transfert des données provenant de sources informatiques distantes

(Internet, par exemple).

L'étape de géoréférencement consiste à transformer les cordonnées intrinsèques d'un thème

vectoriel (x, y) en coordonnées cartographiques (latitude, longitude). A l'issue de cette étape

nous avons déjà créé une première base de données. Les informations géographiques liées à la

zone étudiée sont stockées non seulement sous forme de cartes thématiques, mais aussi sous

formes des tableaux. Dans ces tableaux, ou table attributaire, on retrouve des informations

géographiques (par exemple, coordonnées x, y, z) et attributives (par exemple, coefficients de

rugosité).

L'analyse spatiale, qui recouvre l'étape suivante de traitement des données, est la discipline

géomatique qui consiste à étudier et à traiter quantitativement et qualitativement les

informations spatiales. L'objectif est de détermination leur distribution dans l'espace et

d'identifier de nouvelles informations pratiques. L'analyse spatiale se décline en deux

directions: l'analyse singulière (appliquée à une seule couche thématique) et l'analyse

multiple (croisement de plusieurs couches thématiques). Dans le cas de l'analyse singulière,

l'utilisateur peut réaliser les opérations suivantes : manipulations géométriques (changement

d'échelle, correction de données, changement de projection ou de coordonnées), mesurages

(longueur, périmètre, aire), interrogations spatiales ou non spatiales (en fonction de l'attribut),

modification des attributs. Un résultat particulièrement intéressant de l'analyse spatiale

singulière est l'opération d'interpolation sur les données d'altitude permettant de construire le

modèle numérique de terrain (MNT, ou MDE pour modèle digital d'élévation, ou MDA pour

modèle digital d'altitude). Un MNT est une représentation de la topographie. Le support d'un

tel modèle peut être une représentation raster (division régulière de l'espace sous forme de

mailles généralement carrées) ou vectoriel (set de points de mesure). Le MNT peut être utile

non seulement pour la représentation du relief, mais aussi des applications en géologie,

pédologie, hydrologie, science du sol, etc.

120

Une opération fondamentale de l'analyse spatiale multiple est la superposition de deux ou

plusieurs entités spatiales, par exemple les pentes avec la végétation. Une autre opération

importante est l'analyse des surfaces par dérivation du MNT pour obtenir la carte la pente, de

l'exposition ou de l'ombrage. Parmi les autres fonctions de l'analyse spatiale multiple on peut

citer: la modélisation cartographique, l'analyse de réseaux, etc.

5.1.2 Petit historique des SIG

Le premier « SIG» a été construit en 1785 aux Etats-Unis dans le cadre du « Public Land

Survey » et il a été utilisé dans un but de cartographie.

L'évolution des techniques a permis à Hollerith d'établir en 1890 les bases de

l'automatisation de la cartographie à l'aide de cartes perforées.

L'ère moderne du SIG a débuté avec la cartographie informatisée et la télédétection

satellitaire. A partir de 1970 la technique de digitalisation est apparue et s'est développée dans

deux directions: l'une orienté vers le perfectionnement de la cartographie et la deuxième vers

le développement des techniques de l'analyse spatiale.

C'est dans ce contexte qu'est apparu en 1964 le premier véritable SIG: Canadian Geographie

Information Systeme (CGIS), qui a servi à gérer des ressources naturelles.

A partir de 1964, les techniques de SIG ont été en plus utilisées dans des domaines très

différents: projet d'aménagement (DELMARKA -1966), projet de visualisation du relief, etc.

Le premier logiciel commercial a été diffusé par la société ESRI sous le nom d'ARCINFO.

Aujourd'hui, parmi les logiciels de SIG les plus répandus, nous retenons:

• IDRISI (réalisé à l'Université Clark aux Etats-Unis) est un SIG dédié raster et qui

comporte de nombreuses fonctions de traitement d'images acquises par télédétection.

Ce SIG se distingue par la diversité de ses fonctions d'analyse spatiale, mais il est

limité dans le domaine de la gestion des données attributaires et dans la représentation

cartographique des résultats. IDRISI a été écrit en Pascal de Borland et en Visual

Basic; il fonctionne pour différentes plates-formes.

• SPANS (Spatial Analysis System) a été créé par TYDAC Resarch, Canada. C'est un

système modulé et flexible qui permet la réalisation de projets en fonction du type de

données disponibles et de problèmes étudiés.

• ARCINFO a été créé par la société ESRI (Enviromental Systems Research Institute)

aux Etats-Unis. C'est un SIG écrit dans en Fortran 77 et en C ce qui le rend étant

indépendant du système opératiennel et du type de matériel. Il travaille en mode

\

121

vecteur, ce qui suppose que chaque entité géographique est représentée dans l'espace

par ses coordonnées x, y, z. Les dernières versions d'ArcView (versions d'ArcInfo

adaptée à une utilisation courante) 3.0, 3.2, 8.1 sont conviviales et leurs fonctions

spatiales se sont beaucoup améliorées au cours du temps. Ces versions sont

compatibles avec un certain nombre de modules hydrologiques complémentaires

comme: Basin, Hydrologie Modeling (version d'évaluation), Watershed Delineator

qui calcule le réseau hydrographique et le bassin versant, etc..

• GRASS (Geographie Resources Analysis Support System) créé par les ingénieurs de

l'Armée des Etats-Unis est un SIG dédié raster, capable de gérer et d'analyser des

données spatiales. GRASS a été écrit en C et n'était disponible à l'origine pour pour

les plates-formes UNIX. Récemment, il a été adapté sous LINUX (version d'UNIX

adaptée aux PC) et sous WINDOWS, plus faciles à manipuler. Sa principale

originalité est qu'il est libre (gratuit) et ouvert (son code est accessible), ce qui a

permis à certains utilisateurs d'y associer des modules. Parmi ceux-ci, plusieurs

concernent la modélisation hydrologique: ANSWERS, KINEROS, r.water.fea, etc..

5.1.3 Applimtioll d~reV'wvdU 6assilllWSdIU d~ Vnillœ

Pour une application hydrologique, la saisie des données dans un SIG se déroule en plusieurs

étapes:

• l'analyse de la morphologie du bassin versant (réseau hydrographique et limites des sous­

bassins versants) à partir du MNT;

• la numérisation du couvert végétal et de la pédologie, par digitalisation à partir des cartes

thématiques,

• la spatialisation des données des variables mesurées;

• l'organisation et la gestion des fichiers relatifs aux couches d'informations.

Pour réaliser l'intégration spatiale des données du bassin de Voinesti, nous avons choisi le

SIG ArcView, outil puissant qui permet de visualiser, d'explorer et d'analyser les données

géographiques. Il dispose d'extensions (programmes complémentaires) qui donnent accès à

des fonctionnalités particulières pour géoréférencer les données géométriques, calculer le

réseau hydrographique et les limites des bassins versants, les pentes, etc.

Les étapes de mise en œuvre un projet sous ArcView sont:

•

•

l'acquisition des données;

le géoréférencement des thèmes acquis ;

122

• la création de cartes thématiques: topographie (courbes de niveau), pédologie,

végétation;

• la création du MNT ;

• le calcul du réseau hydrographique;

• le calcul du bassin versant.

Pour la zone étudiée, nous disposons d'une carte topographique à l'échelle du 112000

(coupures L-35-99-C-b-4, L-35-99-C-d-2, L-35-99-D-a-3 et L-35-99-D-c-l) où sont notées

aussi les différentes catégories de végétation. Nous avons aussi une carte pédologique à

l'échelle du 115000. Ces cartes ont été scannées et les fichiers enregistrés au format standard

TIFF, reconnu parmi d'autres formats par ArcView. Il faut Ensuite recaler ces images TIFF

dans l'espace géographique. Pour cela, on a utilisé une version d'essai du module Géoref­

Image qui permet de géoréférencer directement dans ArcView des images ou des thèmes

vectoriels.

~W'Cl

<Xl 830- 0M 0

0 wlE 'Cl

<Xl ~0- 0M 0

0 wliijl '000 ~0-M 0

0 wR 'Cl

<Xl0- 0M 0

0 w8 'Cl

<Xl0- 0M 0

0 ws '0

'" ~0- 0M 0

~W'Cl

r-- ~0- BM

o 100 200 300 Metersi i

Figure 1 Types de végétation sur le bassin de Voinesti

123

L'étape suivante consiste à numériser sur les plans scannés et géoréférencés à la souris les

lignes de niveau, les types des sols et de végétation de manière à créer une nouvelle

information, non plus de type « image », mais de type « vectoriel» sous différents thèmes :

topographie, plan d'occupation des sols (végétation, parcellaire) et les unités du sol.

A chaque couche (thème) informatique correspond une table attributaire et une légende où se

trouve spécifié le type de végétation ou de sol. On peut introduire de nouvelles informations

manuellement ou par calcul (aire d'un type de végétation, la longueur d'une ligne de niveau,

son altitude, ses coordonnées x, y, z). Les figures suivantes (Figure 1, Figure 2) présentent les

cartes de végétation et de sol obtenues avec ArcView.

519000 519200 519400 519600 519800 saoœo 5.'l0200 ~0400 5.'l0600

~-I----+----+----+----+----;;o"""""'---1-~

~00-1----10.C"l

Cl

~T--~~'jS-j3t---j::;:=~'------i---y-K-T-~

c::>fiilb;+---~m-"f'n'--r-+-----+---~

C"l

'.Al'0

-b'---H-'---t---1ffr------+--t-~Cl

'.Al

"i+\'----+---+;~

'.Al

'----t-----+--------1--+~

~+----+----+-----+---+-----+----+----I-----+---+---+~~ 8

519000 519200 519400 519600 519800 5JOooO 5.'10200 ~0400 5J0600

o 100 200 300 Metersi i

Figure 2 Types de sols sur le bassin versant de Voinesti.

Pour créer le MNT, nous utilisons l'extension Spatial Analyst d'ArcView. Elle propose deux

méthodes d'interpolation: « spline » ou « IDW». La méthode Spline convient à un grand

nombre d'applications et elle est particulièrement bien adaptée aux surfaces sur lesquelles les

variations peu brutales qu'il s'agisse, par exemple, d'une altitude ou de la profondeur d'une

nappe phréatique. Elle consiste à faire passer une «bande de caoutchouc» par des points

. ;--": ..

124

d'appui choisis tout en minimisant la courbure de la ligne. On obtient ainsi une courbe lissée

où un paramètre de «poids» reflète l'influence de la dérivée d'ordre trois dans l'expression de

minimisation de la courbure. La méthode IDW (Inverse Distance Weighted) est appliquée à

chaque point d'appui et a une influence locale qui diminue avec la distance. Les points qui se

trouvent à proximité de la cellule de traitement ont plus de poids que ceux qui sont plus

éloignées. Nous avons préféré pour notre application la fonction Spline pour obtenir

finalement une grille d'altitude. La Figure 3 présente le MNT résultant en trois dimensions.

<~~:~~~'~::~;'.. ~";;. .. ~~Yt~~,-:,;:~~""""

0'~..;O'~:'!'?:c,--i-

.- .--.~

Figure 3 Le MNT (en haut) et les courbes de niveau (en bas) du bassin de Voinesti. La

ligne rouge est la limite du bassin et les lignes bleues représentent le réseau

hydrographique

Une fois le MNT créé, les fonctions d'analyse de surface permettent d'extraire de nouvelles

informations: calcul de la pente (fonction qui permet de déterminer pour chaque maille la

pente en fonction des mailles voisines), exposition (fonction qui permet de calculer pour

chaque cellule la direction cardinale de l'exposition: 0° pour N,90° pour E, etc.), l'ombrage

(fonction qui permet de déterminer l'éclairage théorique d'une surface; elle peut servir à

déterminer la durée et l'intensité de l'ensoleillement).

125

La figure suivante (Figure 4) présente la carte des pentes obtenue pour le bassin versant de

Voinesti.

On observe que les plus fortes pentes se trouvent dans le haut du bassin où se localisent les

nombreux glissements de terrain stabilisés (voir chapitre 3).

l-'\J LUII

~19800519600~19400~19200

JJ vuJUU

~19000

~·-+----+------t----.--f--,~~~~~~~~-Il""

a 100 200 300 Metersi i

Figure 4 Classes de pente

Toutes sortes de requêtes spatiales peuvent être réalisées à l'aide de Spatial Analyst. Par

exemple, nous pouvons calculer la superficie occupée par les différents types de végétation ou

de sol en superposant la carte de la végétation ou des sols avec celle du bassin versant.

Sur la Figure 5 nous présentons les diagrammes de ces deux requêtes spatiales. Nous

observons que le bassin versant est occupé majoritairement par la steppe herbacée (65%) et la

forêt (20%). Si on rajoute à la steppe herbacée, les pâturages (5,95%) et la prairie fourragère

(5,64%), on constate qu'approximativement 77% du bassin versant est occupé par un couvert

herbacé. En ce qui concerne le sol, nous notons que l'unité Il occupe 21% du total du bassin

versant, l'unité 13, 16,5% du total, et les unités 14 et 15, 17%. Donc plus de la moitié du

126

bassin versant est occupée par des complexes de sols fortement érodés (voir tableau 1­

chapitre 3).

70, 251

60 1

50] 20

4QJ\ 15

30

2010

10

~ ...~"1j, ·Ü c

t " 0-e " .~

" e > 002 c,

.~ c0

'ë cc,

Sériel

Figure 5 Requêtes spatiales végétation-superficie (à gauche) et sol-superficie (à droite)

Pour réaliser une analyse hydrologique, on a choisi d'activer le module «Bassin» qui donne

les meilleurs résultats (Foucher, 2000) parmi les trois extensions dont nous avions la

disponibilité. Ce module permet en particulier de calculer les limites et les surfaces des

bassins versants en n'importe quel point et de tracer le réseau hydrologique, ainsi que de

cartographier les directions d'écoulement.

Pour calculer le réseau hydrographique, il est nécessaire de spécifier le nombre de cellules

d'accumulation d'eau nécessaires pour créer une rivière. Deux méthodes de hiérarchisation

des chemins de l'eau sont proposées: la méthode de Strahler et la méthode de Shreve. Nous

avons choisi la deuxième. La touche «flèche vers le bas » permet le calculer du bassin versant

à l'endroit pointé par la souris. Un nouveau thème est crée et une nouvelle table attributaire

est disponible qui fournit les informations suivantes concernant le bassin versant: arre,

périmètre, longueur de rectangle équivalent, altitude max. et min.

Pour le bassin versant de Voinesti (pointage sur l'exutoire) le calcul donne dans la table

attributaire du thème bassin: aire=0,76 km", périmètre=3,746 km, altitude min.=421,69 m,

altitude max.=557,40 m, longueur max. du bassin=1,S04 km, longueur du rectangle

équivalent=1,276 km. Ces valeurs diffèrent peu de celles que nous avions établies par

planimétrie et calcul: moins de 1% pour la superficie du bassin et 5,5% pour la longueur

max. du bassin.

127

Il faut garder à l'esprit que le but de ce travail est de disposer sous une forme numérique de

toutes les informations qui caractérisent une zone d'étude, en l'occurence le bassin versant de

Voinesti, de manière à pouvoir ensuite les utiliser dans une autre application qui nécessite une

information spatiale numérisée.

A l'origine, c'est pour utiliser le modèle ANSWERS que cette procédure a été établie, afin de

modéliser l'écoulement superficiel et les processus d'érosion du sol.

519000 519~00 519400 519600 519800 5.'10000 5J0~00 5.'10400 5.'10600

~ ~co+__---+---+----+------++:>f----+-~<--+_+_---t____Y<---___HI_+_--_+_-__+:~~ 0

o I~

~+-----+----+----bd---+-----J--I-~---hfC--+A--I--l------.,I-\--.~~-++----+-----+~

i+----+----+-~<--~.p...o~f----HF-----J'-bI--+--Jl:::=-~-~---.,<----+--1----+-----+!

o w~+----+---+----+-----+~~----f''r-.....s::::t±--~~\-------+----+---+~

o ~

~+-----+----+----+-----+-----+----+----I------+----+-----+~:

519000 519~O 519400 519600 519800 5.'10000 5.'10:100 5.'10400 5.'10600

o 100 200 300 Metersi i

Figure 6 Le réseau hydrographique et la limite du bassin versant de Voinesti établis par

le module « bassin» sous ArcView.

Il existe une version récente de ce modèle associée au SIG GRASS qui utilise les

informations géographiques pour générer les variables d'entrées dans le format requis.

ANSWERS utilise comme entrées:

• le masque du bassin versant ;

• la carte du sol et de la végétation;

• le MNT et certains fichiers dérivés.

128

Comme GRASS est un SIG dédié raster, il est plus pratique d'exporter les données

d'ArcView sous des formats acceptés par GRASS. Nous avons donc transformé tous les

thèmes de forme ArcView en grilles raster que nous avons exporté sous un format RASTER

ASCII.

Pour le modèle TOPOG, que nous avons également choisi d'utiliser, le MNT créé à l'aide du

SIG ArcView ne convient pas. En effet, le modèle TOPOG contient un module d'analyse de

terrain basé sur l'ancien modèle TAPES-C développé par Moore et al. en 1988, et modifié par

Moore et Grayson en 1991. Ce modèle réalise son propre MNT. A la différence de modèles

comme ANSWERS ou SHE qui utilisent un système de mailles carrées, le module d'analyse

du terrain (DEMGEN) de TOPOG utilise un système basé sur le concept du tube de courant

(« stream tube »), proposé par Onstand et Brakensiek en 1968. Il considère les courbes de

niveau comme des lignes équipotentielles; les tubes de courant sont alors orthogonaux aux

courbes de niveau et ils peuvent être assimilés aux lignes de plus grande pente. Ce type de

maillage réaliste tente de mieux représenter le mouvement naturel de l'eau sur les versants.

129

5.2 APPLICATION DU MODELE ANSWERS

5.2.J Généralité fipropos des étapes de mise en œuvre d'un mm/èle

:NOus adoptons la démarche proposée dans une thèse récente (Kauark Leite, 1990) pour

décrire les étapes de mise en œuvre d'un modèle hydrologique:

• Analyse du système; dans cette phase, on évalue le niveau d'analyse pertinent pour

résoudre le problème posé, c'est-à-dire la manière de représenter le système physique, en

l'occurrence un bassin versant. Dans cette phase, on identifie les variables significatives

pour décrire le système (variables d'état), son environnement (variables d'entrée ou

variables de forçage), les variables de sortie et leurs interactions. Cette sélection dépend à

la fois des objectifs fixés, des possibilités de mesure et des moyens expérimentaux

disponibles.

• Calage; les paramètres qui interviennent dans un modèle hydrologique peuvent être

connus par la mesure ou par des tables extraites de la littérature, mais parmi ces

paramètres certains restent inconnus. Le calage consiste à fixer une valeur pour ces

paramètres inconnus en explorant des intervalles de possibilités par des processus itératifs

successifs, du type essai-erreur. La qualité d'un calage est appréciée au moyen d'un critère

de calage. Il en existe de nombreux parmi lesquels on retient :

• La somme des écarts quadratiques qui s'exprime selon:

N

SEQ = L(Y;calc - YObs)2;=1

OÙ: Yicalc etYiobs sont les i-èmes valeurs calculées (simulées), respectivement observées

(mesurées)

• Le critère de Nash qui se définit de la manière suivante:

N

L(Y;obs - Ys;m)E Nash =1- ~;=::-,,1 _N _

L(Yobs - Yobs);=1

où :Y;obsr représente la valeur de variable observée (mesurée),

Yis;m est la valeur de variable simulée (calculée),

y iobs la valeur moyenne de la variable observée.

130

Le critère de Nash varie de -00 pour un ajustement très mauvais à 1. Une valeur proche

de 1 traduit une forte liaison entre les observations et les simulations. En l'absence de

biais entre les observations et les simulations, la valeur est égale à celle du coefficient

de détermination de la régression (Y;obsr" Yis;"J.

• Le calcul de la droite de régression linéaire des simulations en fonction de

l'observation et son coefficient de détermination. Le coefficient de détermination

reflète le degré de linéarité entre deux séries de données.

.-• Le coefficient de corrélation; ce coefficient n'est pas un indicateur suffisant et il

faut également étudier la pente et l'ordonnée à l'origine de la droite de régression

pour vérifier qu'il n'y a pas de surestimations ou de sousestimations

systématiques.

• La validation du modèle; dans cette étape on vérifie l'adéquation des valeurs des

paramètres calculés par le modèle sur un échantillon de données observées qui n'a pas

servi au calage. Sans cette étape, il n'y a aucune assurance que le modèle n'est autre chose

qu'une représentation d'un jeu unique de conditions. On utilise généralement comme

critère de validation le même critère que pour le calage bien qu'il soit aussi possible de

faire appel à un (ou plusieurs) autre(s) critère(s).

Le modèle ANSWERS - pour Areal Nonpoint Source Watershed Environmental Response

Simulation (Beasley, 82) - est un modèle conceptuel qui a été développé pour simuler le

comportement d'un bassin versant à l'échelle événementielle. Les modèles conceptuels

tentnte de simuler les processus physiques. La version d'ANSWERS associée au SIG GRASS

utilise les informations géographiques pour générer les variables d'entrées. C'est cette version

qui a été utilisée pour le bassin versant de Voinesti.

Le modèle ANSWERS est composé d'un modèle hydrologique et d'un modèle d'érosion du

sol qui utilisent l'ensemble d'équations suivant:

Modèle hydrologique

1. Equations de continuité

1 _Q = dSdt

Eq 1

où I représente le flux entrant dans la maille étudiée provenant soit des précipitations, soit des

mailles contiguës, Q le flux sortant, S le volume d'eau stocké dans une maille et t le temps

131

2. Surface potentielle de stockage (Huggins et Monke)

(H )YRc

DEP=HU·RC· HU Eq2

où DEP est le volume d'eau stocké (mm), H la hauteur au-dessus de la maille (mm), HU la

hauteur au-dessus du microrelief maximum (mm), RC un paramètre de forme qui caractérise

la fréquence et l'intensité de la rugosité.

3. Infiltration (Holtan, Overton)

(PW)PFMAX=FC+A· TP Eq3

où FMAX est la capacité d'infiltration de la surface inondé (mmJh), FC la capacité finale

d'infiltration (mmJh), A l'augmentation de la capacité d'infiltration au dessus de la capacité

finale d'infiltration (mmJh), TP la porosité totale (%), PlV le volume d'eau qui peut être

stocké à l'intérieur du volume de contrôle (mm) et P l'exposant d'infiltration

(PIV ) 34. Drainage DR =FC· 1---

GWCEq4

où DR représente le taux de drainage de la zone de contrôle, GWG le contenu en eau

gravitaire de la zone de contrôle (TP-FP), FP la capacité au champ.

Modèle d'érosion

5. Erosion par la pluie (Meyer et Wischmeier)

DETR=O, 10S.c·K·A·R2 Eq5

où DETR représente la détachabilité (kg/mn), C le coefficient cultural et d'occupation du sol,

K le facteur d'érodibilité du sol, Ai l'accroissement de la surface (rn"), R l'intensité des pluies

par intervalles de temps (mm/mn)

6. Erosion par ruissellement

DETF=O 9·C·K ·A. ·SL·Q, 1 Eq6

où DETF est le taux de détachement par ruissellement (kg/mn), Q le flux par unité de section

(m~mn),SLlapenre(o/~

7. Capacité de transport

TF = 161- SL -QO.5 si Q:$ 0,046 (m 2/mn)TF=161·SL-Q2 si Q>0,046 (m 2/mn)

où TF le taux potentiel de transport de sédiments (kg/mn m)

Le modèle ANSWERSadopte quelques hypothèses simplificatrices:

En ce qui concerne le calcul de l'infiltration et du drainage de subsurface :

132

Eq 7

• Le drainage de subsurface commence quand l'humidité du sol dépasse la capacité au

champ.

• Le régime permanent est atteint quand le sol est saturé, c'est-à-dire quand l'intensité

d'infiltration égale la conductivité hydraulique à saturation

• Le coefficient de drainage subsuperficiel est égal au coefficient d'infiltration permanent

quand le sol est saturé

En ce qui concerne le calcul d'érosion du sol:

• Au début de la pluie les particules sont arrachées effet «splash» parce qu'il n'y a pas de

ruissellement; quand le ruissellement devient plus important les particules sont détachées

par ruissellement;

• La granulométrie des particules détachées est la même que celle du sol SOumIS à

l'érosion;

• L'érosion par la pluie est indépendante de la capacité de transport du courant;

• L'érosion par le courant n'est possible que si la capacité de transport le permet;

• Les sédiments déposés dans une maille sont considérés comme appartenant de nouveau à

la surface du sol et ils nécessitent la même quantité d'énergie pour être remobilisés ;

• Dépôt et érosion ne peuvent pas se produire en même temps pour la même particule ;

• Il n'y a pas d'érosion souterraine;

• L'érosion dans le réseau hydrographique (de type ravine, rigoles, cours d'eau) n'est pas

prise en compte;

• Le taux de sédimentation est proportionnel à la vitesse de la chute.

133

5.2.3 Variablesd'ANSWERS

Les variables fournies par le SIG, ainsi que les variables physiques d'état (végétation, sol) et

hydrologiques (précipitations; l'évapotranspiration est négligée à l'échelle de l'événement)

sont les seules variables nécessaires à ANSWERS pour estimer le ruissellement et l'érosion

du sol sur l'ensemble du bassin versant (Figure 1).

ANSWERS

Figure 1 Variables d'entrée dans le modèle ANSWERS

5.2.3.1 MNT

La version d'ANSWERS associée au SIG GRASS utilise certaines informations

géographiques pour générer les variables d'entrée: la carte d'altitude, la carte de la végétation

et la carte de types des sols. Le traitement de l'information spatialisée a été fait avec le

logiciel ArcView (voir le paragraphe précédant).

Figure 2 Le schéma du réseau hydrographique de Voinesti obtenu avec GRASS

(mailles de 2S m)

134

Toutes les cartes utilisent le même système de coordonnées géographiques (système UTM),

ce qui permet une superposition des cellules. GRASS permet d'acquérir directement les cartes

de pentes, direction d'écoulement, réseau hydrographique, mais nous sommes obligées

d'utiliser de reconstruire ces cartes parce que le modèle ANSWERS est limité à nombre total

de 1700 mailles. Pour respecter cette limitation, il faut agréger l'information issue d'ArcView

et passer d'une résolution de 5 mètres à une résolution de 25 mètres.

Cette modification n'altère pas notablement la superficie du bassin versant. Par contre on

observe une modification importante du réseau hydrographique recalculé par GRASS par

rapport à celui établi sous ArcView (voir la carte présentée dans le chapitre 5.1). La Figure 2

donne la nouvelle représentation du réseau hydrographique obtenu avec GRASS. La

ramification du réseau est significativement réduite. A chaque maille est attribuée un code

selon la manière dont un canal s'écoule dans le suivant (1 pour le canal en vert, 2 pour le

canal en bleu et 3 pour le canal en rouge).

Des utilitaires spéciaux (r.fill.dir) permettent dans GRASS de corriger les éventuelles

dépressions parasites du MNT.

5.2.3.2 Données de pluies

ANSWERS nécessite des fichiers de précipitations formatés en deux colonnes, la première

contient le temps en minute et la deuxième contient l'intensité de la pluie en mmIh. Le pas de

temps peut être fixe ou variable. Nous utilisons les fichiers préparés avec ACROPOLE. Le

nombre total de valeurs de pluie ne doit pas dépasser 35. Pour les événements qui dépassent

cette limite, nous avons adopté un pas de temps variable.

ANSWERS offre la possibilité d'utiliser les enregistrements simulatanés de plusieurs

pluviographes (jusqu'à 4). Pour cela, il faut fournir les coordonnées (en cordonnées x, y) de

ces appareils. Nous n'avons utilisé que le seul pluviographe P3 situé à l'altitude moyenne du

bassin, en considérant qu'à l'échelle du bassin versant Voinesti (inférieure à 1 km") la

précipitation est uniformement distribuée.

5.2.3.3 Données de terrain

Chacune des classes de sol (15 unités à Voinesti) est caractérisée par les paramètres:

• TP - porosité (%), FC - capacité finale d'infiltration (mm/h) assimilée à la conductivité

hydraulique à saturation. Deux types de sol ont été étudiés au chapitre 4 (§4.2), les unités

135

US8 et US 13. Pour ces deux unités, nous utiliserons les valeurs de la porosité et de la

conductivité hydraulique à saturation mesurées et données dans le tableau suivant:

TP(%) FC (mm/h)

US8 47 0,77

US13 38 0,19

Pour les autres unités de sol, en fonction de la texture de chaque unité du sol (voir le tableau 1

§3) nous utilisons les valeurs de TP suggérées dans le manuel d'utilisation du modèle. Pour la

détermination du paramètre FC, nous avons rapprochés les unités du sol en fonction de leurs

textures aux deux unités étudiées et nous avons attribué les valeurs FC de ces deux unités.

• FP - capacité au champ (%) P - coefficient relatif à la décroissance du taux d'infiltration

avec l'accroissement de la teneur en eau (sans dimension). Ces paramètres ont été choisis

en fonctions de la texture de chaque type de sol selon le manuel d'utilisation

d'ANSWERS. La capacité au champ varie de 39% à 74%. Les valeurs de l'exposant de

l'équation d'infiltration varient de 0,35 à 0,80.

• DF - profondeur de la zone de contrôle (mm) ; en effet ce paramètre se réfère à la partie

du sol qui participe à l'infiltration. En général, DF est égal ou plus petit que la profondeur

de l'horizon A. Beasley et Huggins (1982) proposent d'utiliser la moitié de la profondeur

de l'horizon A. Les valeurs varient d'une unité à l'autre, en fonction des valeurs de

l'horizon A (voir tableau 1, chap. 3)

• ASM - la teneur en eau initiale (%); pour chaque événement traité, nous utilisons la

valeur de la teneur en eau mesurée dans le jour antérieur.

• K - l'érodibilité du sol (sans dimension) a été établi en fonction du type du sol. Les

valeurs retenues sont celles proposées par Luca et al. en 1978 pour les sols de la

Roumanie.

Végétation (état de surface)

Pour chaque catégorie de végétation identifiée dans le bassin versant, ANSWERS demande

les paramètres suivants :

• PIT - potentiel d'interception (mm), PER - taux de couverture (%) ; PIT a été choisi entre

omm pour le sol nu et 2 mm pour la forêt (d'après le manuel d'utilisation). PER est

calculé avec ArcView (voir §5.1).

136

• RC - paramètre qui caractérise la surface de chaque type d'occupation du sol (sans

dimension). En effet il décrit la fréquence et l'importance de la rugosité; selon le manuel

d'utilisation d'ANSWERS ce paramètre varie entre 0,25 et 0,80. La plus grande valeur est

attribuée à un sol travaillé à la charrue à soc. HU - hauteur au-dessous du microrelief

maximum (mm). Ce paramètre caractérise l'amplitude locale du microrelief. Il varie de

38 mm pour la steppe herbacée et pour la prairie, à 76 mm pour le champ cultivé.

• n- coefficient de rugosité de Manning qui varie de 0,1 pour un sol nu à 0,15 pour la forêt.

• C - coefficient cultural et d'occupation du sol qui est une combinaison directe des facteurs

C (couvert végétal) et P (méthode conservationiste) de l'USLE. Il a été estimé selon les

recommandations de Motoc et varie de 0,15 pour le champ cultivé jusqu'à 0,7 pour le

verger.

5.2.4 Résultats

Nous avons sélectionné 14 événements pour calage et 13 pour la validation du modèle.

L'événement du 02/08/97 au 04/08/97 a été divisé en deux parties, mais seule la première

partie (le 02/08/97) a pu être simulée.

5.2.4.1 Calage du modèle

Les résultats de cette première simulation sont présentés dans le tableau suivant:

Tableau 1 Lame écoulée simulée

Date Pbr Lame écoulée (mm)(mm) simulée mesurée

25/05/97 8,5 0,89 1,8604/06/97 27 17,9 7,405/06/97 18,09 17,07 12,1811/06/97 12,2 3,93 10,2924/06/97 34,1 23,2 19,6225/06/97 22,8 16,29 16,301/07/97 8,8 5,43 0,2213/07/97 10,3 2,45 0,6531/07/97 12 3,04 10,1805/08/97 15,6 8,64 13,0208/08/97 40,4 36,53 4009/08/97 10 4,68 3,1630/05/98 5,8 1,13 1,5131/05/98 2,7 0,104 2,49Moyenne 16,31 10,09 9,92

Coef. corrélation 0,90Coef. détermination 0,80

137

Même si le coefficient de corrélation a une valeur de 0,90, ces résultats ne sont pas

satisfaisants. De Roo et al. (1989) et Ritter (1992) indiquent que les paramètres les plus

sensibles sont les paramètres concernant l'infiltration (FC et DF) et l'humidité initiale du sol

(ASM).

La capacité finale d'infiltration (FC) ne peut pas être modifiée. Cette valeur est assimilée à la

conductivité à la saturation et sa valeur a été déterminée dans le chapitre 4.2. Une analyse de

l'équation d'infiltration du sol utilisée par le modèle (Eq. 3) montre que le coefficient P peut

être corrélé avec le taux de diminution de la capacité d'infiltration: le rapport PlV/TP est

inférieur à l'unité et une augmentation du coefficient P suppose une diminution de la capacité

d'infiltration.

L'analyse du sol réalisée au chapitre 4.2 montre que le sol a un comportement de sol argileux.

Les particules d'argiles qui se trouvent dans les sols du bassin versant de Voinesti ont la

propriété de retenir l'eau infiltrée; le sol devient rapidement saturé et l'eau en excès s'écoule

à la surface du versant. En tenant compte des ces résultats, nous avons augementé la valeur du

coefficient P de 0,55 à 0,8 (0,9).

En ce qui concerne le paramètre DF, nous avons utilisé comme valeur de départ, la moitié de

la profondeur de l'horizon A. Dans le manuel d'utilisation du modèle, nous avons trouvé que

le paramètre DF peut varier de 0,25 à 0,75 de la profondeur de l'horizon A. Dans les

observations de terrain que nous l'avons fait sur le sol du bassin versant de Voinesti nous

avons observé que ce type de sol présente une forte érosion du sol et il arrive que l'horizon A

soit très faible, voire inexistant. C'est pour cela que nous avons réduit la valeur du paramètre

DF à 0,25 de la profondeur de 1'horizon A.

La valeur ASM ne peut pas être modifiée parce que nous utilisons les valeurs d'humidité

mesurées. Mais nous proposons de corriger cette valeur en considérant la valeur est pondérée

sur une profondeur égale à DF.

Avec ces hypothèses, les résultats de simulations s'améliorent nettement. Le coefficient de

corrélation et le coefficient de détermination augmentent de 0,90 à 0,94, respectivement de

0,80 à 0,87.

Le critère Nash utilisé dans le calage prend la valeur de 0,87.

Le graphique de la Figure 3 montre un nuage de points groupés. Les valeurs ne s'éloignent

pas significativement de la première bissectrice, sauf pour deux événements qui sont

nettement au dessus (04/06/97 et 01/07/97).

138

45 -t1

1

•04/06/97

•

5 10 15 20 25 30

lame mesurée (mm)

35 40

Figure 3 Qualité d'ajustement du modèle

Il Y a deux façons d'interpréter cette anomalie: soit le modèle est responsable de cette

surestimation, soit les valeurs de la teneur en eau présentent des erreurs. Cette deuxième

hypothèse est vraisemblable parce que les mesures sont faite d'une manière assez

approximative.

5.2.4.2 Validation

Afin de tester la validité du modèle, il a été appliqué aux événements qui n'ont pas servi au

calage avec les mêmes paramètres. Pour évaluer la qualité des reconstitutions, nous avons

étudié successivement les lames écoulées et le débit maximal.

Sur la Figure 4, nous présentons les lames écoulées calculées par le modèle et les mêmes

variables observées. Le nuage de point (lames écoulées simulées et mesurées) atteste une

bonne corrélation entre les deux variables. Le coefficient Nash a même une valeur supérieure

à celle qui de l'étape de calage (0,96 par rapport à 0,86). Le coefficient de corrélation passe de

0,94 à 0,98.

139

5

10 15 20 25 30 35 40 455

50

45

40 ~

ê 355 30III

'ilI:; 25e.~ 20III

j 15

10

5

O~I----,------,-------.-----,-----,----,------,-----,----,

olame mesurée (mm)

Figure 4 Comparaison des lames écoulées simulées et mesurées utilisées pour la

validation (en rouge la première bissectrice et en noir la droite de régression linéaire)

Le coefficient de détermination est de 97,3%. La pente et l'ordonnée à l'origine de la droite

de régression ne sont pas significativement différentes de 1, respectivement de O.

La comparaison des débits de pointe donne un coefficient de détermination de 96,68%.

L'ordonnée à l'origine de la droite de régression n'est pas significativement différente de 0

mais sa pente est visiblement différente de 1.

Ces résultats montrent que les lames écoulées sont bien reconstituées à l'échelle du bassin

versant, mais le modèle sous-estime les débits de pointe pour les fortes crues.

20

4 6 8 10 12 14 16 18 20

Qmax obs (mels)

0----,-----,-------,--,---,-------,---,------,----,------,

o 2

Figure 5 Validation du modèle. Comparaison entre les débits de pointe (simulés et

observés)

140

5.2.5 Discussion

Les figures suivantes (Figure 6) présentent les hydrogrammes simulés et observés sur le

bassin pour les deux événements du 08/08/97 et du 10/06/97.

1 ! 1 1

1 :: l 11 1,8 1

::

11,6 !;

! 1,4 !~ 10 ! i ~ 1,2

~i~

il '..

1 i..

1 ,!

kE

i,

1 ;- 0,8

11

1

~..

"<li ~ 0,6't:l 1

1

1

0,4

1o .--j 1

1

0,2

! o ,600 800 1000 1200 1400 1

1 0 1000 2000 3000 40001!

temps (mn) i 1 temps (mn) 1,1

1

11

1 11

1 11i__mesuré __ simulé: 1 1 1

1__mesuré __simulé;

1

1 1 i 1

Figure 6 Crues du 08/08/97 et du 10/06/97 observées (trait bleu) et simulées (trait rouge)

sur le bassin versant deVoinesti

Dans les deux cas le modèle simule la première phase de la crue mais pas la seconde ce qui

explique la sous-estimation de la lame écoulée calculée. L'écoulement modélisé s'arrête à la

fin de la pluie ce qui signifie que le modèle ne simule pas la phase de la vidange du bassin

versant.

Sur la Figure 7 sont présentés, deux autres hydrogrammes caractéristiques. Le modèle donne

l'impression qu'il peut simuler des hydrogrammes complexes mais d'une manière peu

satisfaisante.

9

8

7

';;' 6

~ 5::'4:s~ 3

500 1000

temps (mn)

1500 o 500 1000

temps (mn)

1500 2000

I __mesuré -8-simulé 1 I __mesuré -8-simulé 1

Figure 7 Crues du 05/06/97 et du 08/06/98 observées (trait bleu) et simulées (trait rouge)

sur le bassin versant de Voinesti

141

Dans le premier cas (05/06/97) le modèle surestime le volwne écoulé au cours de la première

phase de la crue et le deuxième pic est nettement inférieur au pic réel. Dans le deuxième cas

(08/06/98) la lame calculée par le modèle est proche de la lame mesurée mais la forme de

1'hydrogramme simulé est assez différente de celle de 1'hydrogramme observé. Cette situation

est due à la forme du hyétogramme de la pluie qui présente une allure assez irrégulière (avec

deux pics de forte intensité).

On remarque que généralement les hydrogrammes simulés présentent un décalage de

quelques minutes à une demi-heure approximativement. Deux causes peuvent être

envisagées: soit le modèle est responsable du décalage, soit les données présentent des

erreurs. Généralement les pluies possèdent une forte intensité à leur début et le bassin versant

étudié répond d'une manière rapide, avec un temps de montée court. Il est donc plus probable

qu'il y a des erreurs dans les données venant de l'horloge du limnigraphe ou de dérives de

temps non corrigées lors du dépouillement.

Le principal problème d'application du modèle ANSWERS est qu'il exige de nombreuses

données qui ne sont pas toujours disponibles. De plus, il est limité à un petit nombre

d'intervalles de pluie, ce ne permet pas de traiter des averses longues (supérieures à 8 heures).

Le modèle ANSWERS permet de calculer les pertes en sol pour chaque événement. En

l'absence d'observations directes relatives à cette variable, on ne peut pas caler les paramètres

du modèle. On se contentera donc dans la suite de commenter les résultats et on utilisera la

prévision du modèle comme une estimation de l'ordre de grandeur de l'érosion.

Dans le tableau suivant nous donnons quelques paramètres statistiques de la série d'érosion

du sol simulée par le modèle. La quantité moyenne érodée est de 4,45 t/ha. La valeur

maximale est de 19,79 t/ha et la valeur minimale est nulle.

Tableau 2 Caractéristiques statistiques de la série calculée d'érosion du sol. Relation

érosion-lame écoulée définie par le coefficient de corrélation et le coefficient de

détermination

1M0yenne!Coef. Détermination~oef. CorrélationMaximumlMinimwn

4,45 (t/ha)0,89 (a=1,88; b=2,16)

0,9519,79 (t/ha) (08/08/97)0,00 (t/ha) (18/06/98)

142

Dans le graphique présenté de la Figure 8, nous observons une bonne corrélation entre les

lames écoulées mesurées et les pertes en sol, le coefficient de corrélation étant de 0,95. Nous

observons également une relation linéaire entre les deux variables donnée par l'équation

E=1,88Le+2,16. Le coefficient de détermination de cette régression linéaire est de 0,89

(Tableau 2).

~ ..

252010 15

érosion (tlha)

5o

_ 50

~ 40'-'

.~ 30-;8 20.~

ë 10CIl

- 0 .w---w------r-------.------,-------,----~

lFigure 8. Relation perte en sol- lame écoulée

143

5.3 LE MODELE TOPOG

5.3.J Historiquedu mod~/e

Le modèle TOPOG (O'Loughlin E.M, 86) est un modèle distribué à base physique réalisé par

un groupe de chercheurs du CSIRO australien". Le développement de TOPOG a débuté en

1987 et il n'est pas encore achevé.

Le premier objectif de ce modèle était d'apporter des éléments de compréhension aux

problèmes de salinisation qui affectent une grande partie des terres irriguées d'Australie.

Aujourd'hui, il tente de simuler plusieurs aspects de la circulation de l'eau dans un bassin

versant: l'écoulement superficiel, l'écoulement de l'eau dans le sol, les échanges avec

l'atmosphère, le transfert de solutés, le transport de sédiments.

La principale « force» de TOPOG réside dans un modèle très sophistiqué d'analyse du

terrain, qui tente de décrire de manière réaliste la topographie. Il utilise un maillage basé sur

les courbes de niveau et les lignes de plus grande pente, en considérant que l'eau suit la ligne

de plus grande pente sur un bassin versant naturel. Ce maillage est supposé constituer des

entités « naturelles », chacune d'elle étant considérée comme un volume de contrôle.

TOPOG est un assemblage de plus de 30 programmes écrits en FORTRAN et en C.

L'ensemble des programmes TOPOG a fonctionné au départ sur des stations UNIX. Il existe

aujourd'hui une version pour les plates-formes LINUX. C'est cette dernière version qui a été

utilisée dans notre étude.

5.J..2~ du ntm/MI! TOPOG

Le modèle TOPOG a surtout été utilisé pour des applications sur des bassins versants ayant

des superficies inférieures au km-, mais on trouve aussi quelques résultats sur des bassins de

plus de 10 km-, Les applications décrites dans la littérature concernent essentiellement des

bassins versants à forte pentes, souvent forestiers, étudiés pendant de longues périodes. Les

études ont principalement porté sur la qualité de l'eau, l'érosion (Prosser 1. et al., 96 ; Prosser

1. et al., 95; Montgomery D. et al., 94), le transfert de solutés (Dawes W.R., 93), les

modélisations écohydrologiques, la modélisation de la croissance d'une forêt (Vertessy R.A.

et al. ,96), l'impact de l'augmentation du taux de dioxyde de carbone à l'échelle d'un bassin

versant (Hatton T.l. et al. , 92), l'analyse de terrain et l'influence de la topographie de terrain

,. Cooperatives Research Centre for Catchment Hydro1ogy

144

sur la simulation des processus hydrologiques à l'échelle du bassin versant (O'Loughlin E.M,

86; Vertessy R. et al., 94; O'Loughlin E. M, 90)

5.3.3 L 'organisation aeTOPOG et ses pmsibilitès

TOPOG est un modèle spatialisé à base physique, composé de trois modules principaux:

• Un module d'analyse de terrain (qui est le point fort de ce modèle) ;

• Un module de simulation;

• Un module d'utilitaire.

Figure 1 Le schéma général de TOPOG

Le module «analyse de terrain» Cdemgen et _element) présente l'avantage de l'utilisation

d'un maillage basé sur les courbes de niveau et les lignes de plus grande pente. Ceci permet la

représentation implicite des zones convergentes et divergentes sur le bassin versant étudié.

Le module « utilitaires» comporte beaucoup de programmes qui permettent de calculer, par

exemple, la variabilité spatiale du sol et de la végétation (topog_overlay) ou de construire

différentes tables du sol en utilisant le programme _soil. Ce module offre la possibilité de

visualiser les différents fichiers spatialisés avec topog_display ou des différents fichiers

résultats avec topog_chart. TOPOG peut aussi générer des données manquantes dans les

fichiers climatiques par topog_climate.

Le module de simulation C dynamic) permet:

• La représentation de l'écoulement dans la zone souterraine de trois manières différentes

• par la résolution de l'équation de Richards à une dimension pour l'écoulement

vertical non saturé, l'écoulement saturé étant représenté par la loi de Darcy et le

gradient hydraulique étant considéré égal au gradient topographique ;

• par l'utilisation d'un schéma de Runge-Kutta pour l'écoulement vertical

l'écoulement saturé étant représenté par la loi de Darcy;

145

• par l'utilisation d'un schéma analogue à celui de TOPMODEL considérant que la

conductivité hydraulique d'un sol décroît avec la profondeur et que l'écoulement

saturé est décrit par la loi de Darcy.

• La représentation du ruissellement suivant trois modalités:

• l'écoulement est directement transféré à l'exutoire du bassin versant à chaque pas

de temps;

• en mode cascade, le ruissellement est transféré à la maille aval à chaque pas de

temps;

• le ruissellement est transféré selon le principe de l'onde cinématique.

• La représentation de l'évapotranspiration par une équation de Penman-Monteith et un

schéma de Ritchie pour une résolution identique à celle de TOPMODEL.

• La modélisation de l'érosion du sol, soit par l'équation d'Engelund et Hansen, soit par la

théorie de Yangs.

• L'utilisation de différents formats d'entrée pour les chroniques climatiques selon que la

simulation est continue ou événementielle.

• La représentation de la variabilité spatiale de la végétation et du sol.

5,,3.4 Application du JHmlM~ .n /Hm,. VBSilnl d~ Vt)i,,~

5.3.4.1 Variables du modèle TOPOG

Les variables de terrain (MNT), ainsi que les variables physiques d'état (végétation, sol),

hydrologiques (précipitation) et climatiques (radiation, déficit de la pression de vapeur,

températures minimale et maximale) sont les variables utilisés par TOPOG pour estimer le

ruissellement et l'érosion du sol à l'échelle du bassin versant.

LeMNT

Le modèle TOPOG ne nécessite pas le géoréférencement des données spatialisées.

La procédure d'analyse de terrain utilisée par TOPOG est similaire à celle du modèle TAPES

(Terrain Analysis Programs for the Environmental Sciences) développée par Moore et al. en

1988. Le bassin versant est divisé en éléments irréguliers interconnectés selon le concept de

lignes de courant. Les lignes de courant entre deux ou plusieurs courbes de niveau sont

approchées par les lignes de plus grande pente. Elles sont calculées en utilisant deux

critères (Moore I.D. et al., 91): la distance minimale entre deux courbes de niveau

146

consécutives et le principe d'orthogonalité (les lignes de courant sont perpendiculaires aux

courbes de niveau).

Le module d'analyse de terrain utilise les types de données suivantes:

• des points cotés ;

• ou des courbes de niveau.

Nous sommes partis des points de «vertex» définis sous ArcView (auxquels nous avons

rajouté la cordonnée Z d'altitude à l'aide d'un script ArcView). Ils doivent être mis au format

exigé par TOPOG (3ft 0.2).

H s4e--_..._--""',)H4{

\}11\111'S31

{1,,\ H,{111

1."",./

."",.~---~­

///

."",./-Figure 2 Détermination de la frontière hydrologique du bassin versant et des lignes de

crête pour le bassin versant de Voinesti

Légende de la Figure 2• 0

Pointshauts

Points Réseauselles . hydrographique

Ligne de crête Frontière

hydrologiqueLigne~niveau

147

La première étape est de construire à partir de ces données une grille carrée des altitudes sur le

bassin versant, c'est à dire un MNT « normal ».

Dans la deuxième étape, l'utilisateur doit spécifier l'équidistance des lignes de niveau (2

mètres dans ce cas). Puis le modèle calcule les courbes de niveau qui serviront de base au

maillage en utilisant une interpolation par des courbes spline.

Figure 3 Détermination des mailles sur le bassin versant Voinesti

Légende de la Figure 3: frontière du bassin versant

réseau hydrographique

maille

148

La troisième étape est la délimitation de la frontière du bassin versant. Elle est définie par

deux points, un point de départ et l'exutoire, et par une succession de points hauts et de points

selles (Figure 3). Cette succession de point est construite manuellement ou automatiquement à

l'aide du programme _mkbdy.

Le modèle calcule la frontière du bassin versant comme une succession de segments

perpendiculaires aux courbes de niveau situées entre les points indiqués. TOPOG détermine

les lignes de crête à partir des confluences du réseau hydrographique jusqu'aux points hauts

correspondants. •.

Toutes ces tâches étant accomplies, le modèle calcule ensuite les lignes de plus grande pente

qui délimitent les mailles utilisées par le modèle hydrologique. On aboutit à ce stade pour le

bassin de Voinesti à un total de 4444 mailles.

ente

149

Eté

•46.00 ou plus

39.00· 46.00

D32.00· 39.00

•25.00· 32.00

1 18.00 - 25.00

11.00· 18.00

• Moins de 11.00

Figure 5 Représentation de la radiation calculée par TOPOG (les valeurs de la légende

sont en kJ/m2.jour)

Sur la Figure 5, nous donnons un exemple de carte réalisé par le module d'analyse de terrain

de TOPOG. Il s'agit de la radiation solaire sur la surface du bassin versant Voinesti pendant la

période d'été. Nous observons que sur la plus grande partie du bassin versant la radiation

solaire est comprise entre 39 et 46 kJ/m2.jour à l'exception de quelques zones où elle est

inférieure.

Préparation des données climatiques et hydrologiques

La préparation des données climatiques et hydrologiques varie en fonction du pas de temps

utilisé dans la simulation (continue ou événementielle). Quelque soit le pas de temps utilisé, il

faut créer un fichier ayant l'extension *.climate qui contient les données suivantes:

• pour une simulation en continu les données nécessaires sont: la date en jour julien, la

température maximale (OC), la température minimale COC), le déficit moyen de la

pression de vapeur (mbar), la pluie journalière (mm), la radiation solaire (kl/m-.jour)

• pour une simulation à l'échelle événementielle nous n'avons besoin que du pas de

temps fixe et de la pluie en millimètres.

150

Toutes ces données existent pour le bassin de Voinesti, mais elles doivent être mises au

format exigé par TOPOG.

Le modèle TOPOG permet la représentation de l'écoulement vertical dans la zone non

saturée en utilisant un schéma analogue à celui de TOPMODEL (Ambroise, 98).' Le

module est appelé SBM (Simplified Bucket Model). Il considère une seule couche du sol

dans lequel la conductivité à saturation décroît avec la profondeur en suivant une loi

exponentielle. Cette équation s'écrit:

Eq.l

où:

k, - conductivité à saturation à la surface du terrain

z - profondeur

f = m . Dq avec m un paramètre de décroissance de la conductivité avec la profondeur et

Dq le déficit en eau avant la saturation.

L'utilisation du schéma SBM permet de quantifier le flux de sub-surface qui sort de

chaque maille vers la maille aval. Il est calculé par l'expression:

Eq.2

où:

tan (13) -la pente de terrain

k, - la conductivité hydraulique de chaque maille

Si -le déficit de saturation de la maille

Le terme exp(S;lm) varie dans l'intervalle (0,1). Si m est égal à zéro, l'équation 2 devient:

q = k s • tan(p).

Le sol du bassin versant Voinesti a été divisé en deux catégories en utilisant les mêmes

simplifications que lors de la modélisation avec ANSWERS. La première catégorie

regroupe tous les sols ayant la même texture que l'unité du sol US 8. La deuxième

catégorie comprend les sols qui correspond du point de vue texturaI à l'unité du sol US

13. Cette simplification est due au fait que nous n'avons pas de données d'observation sur

151

toutes les unités de sol du bassin. Pour simplifier, les sols regroupés autour de l'unité US 8

sont appelés sol 1 et les autres sol 2.

Les caractéristiques du sol sont décrites par un fichier (*.nodes) qui représentent en fait un

profil de sol. Dans le schéma SBM que nous nous proposons d'utiliser pour la

modélisation, ce fichier doit contenir deux informations: la première se réfère à la

profondeur du sol exprimée en mètres (deux nœuds seulement sont nécessaires) et la

deuxième est relative au type de sol. Pour les deux types de sol nous utilisons un profil

d'un mètre de profondeur parce que, d'une part, jusqu'à cette profondeur nous avons des

observations et, d'autre part, à partir de cette profondeur commence la couche d'argile

considérée imperméable.

Pour chaque type de sol ainsi caractérisé, le module soil calcule les conductivités

hydrauliques en fonction de la profondeur du sol en utilisant les variables suivantes:

• la réserve d' emmagasinement considérée comme le déficit à saturation (Si) ; cette

variable est égale à la différence entre la teneur en eau à saturation (es) et la teneur

en eau résiduelle (~) - les teneurs en eau sont exprimées en m3/m3;

• le paramètre m de décroissance de la conductivité hydraulique; le manuel

d'utilisation du modèle suggère un écart de variation compris entre 0,2 et 20 ;

• la conductivité à la saturation ks (m/jour) ;

• le potentiel de pression, y, correspondant au point de fleutrissement (m).

Pour un premier essai, nous avons utilisé les valeurs suivantes :

Spécification SolI Sol2

es (m3/m3) 0,57 0,41

Or (m3/m3) 0,1 0,1

Si 0,47 0,31

k, (m/jour) 0,01728 0,0045

m 0,2 0,2

y(m) -150 -150

Sur les figures suivantes (Figure 6 et Figure 7) sont représentées dans le même graphique les

valeurs de la conductivité hydraulique en fonction de la profondeur du sol.

152

-+-simulé mesuré'

-

I,OOE+OO8,OOE-OI6,OOE-OI4,OOE-OI

O,OOE+OO -t---------,------,----------.----------,----------,

O,OOE+OO 2,OOE-OI

profondeur (m)

Figure 6 Relation conductivité hydraulique - profondeur du soli

1 • simulé -----mesuré 1

-

6,OOE-OI 8,OOE-OI 1,OOE+OO 1,20E+OO

5,OOE-03

4,50E-03 ........

4,OOE-031- !l!!!~~~~~~..............._3,50E-03'i:'~ 3,OOE-03

~ 2,50E-03

1;; 2,OOE-03

~ 1,50E-03

1,OOE-03

5,OOE-04

O,OOE+OO +---------,--------,-------.---------,,--------r~------,

O,OOE+OO 2,OOE-OI 4,OOE-OI

pmfondeur(m)

Figure 7 Relation conductivité hydraulique - profondeur du sol 2

Pour le jeu de variables proposé, nous observons que la relation conductivité hydraulique ­

profondeur du sol est mieux représentée pour le sol 2 que pour le soli. En réalité le sol 1

présente une courbe plus pentue dans sa première partie, ce qui signifie un drainage rapide

suivi d'un drainage lent, alors que la courbe simulée montre un drainage lent pour tout le

profil. Par contre, pour le sol 2, la relation conductivité hydraulique - profondeur est bien

représentée par le modèle sauf dans la partie inférieure.

153

Ces représentations de la figure ci-dessus ne sont pas satisfaisantes. Le test suivant a consisté

dans la modification du paramètre m, sachant que nous ne pouvons pas intervenir sur les

autres parce qu'ils sont mesurés.

Pour le soli, la valeur du paramètre m est augmentée de 0,2 à 5 et pour l'autre sol de 0,2 à

1,7.

Les changements entraînés par cette modification ont été représentés sur la Figure 8.

.---_._--------~--------------------_.,------- -- --

-+-simulée __mesurée

2,00E-02 1

1,00E+0 1,20E+0

o 0profondeur (m)

1

.-.. 1,50E-02--i... i= 1o 1

::::::' 1ë 1,00E-02 Î

i i~ 5,00E-03 ~

L' ------,---------,--~~~~____O,OOE+OO ,

O,OOE+O 2,00E-Ol 4,00E-Ol 6,00E-Ol 8,00E-Ol

o

1 • simulée ----.-mesurée 1

5,00&03 l

4,00&03 ...............'i:' ,.~- _= ............î 3,ooE-03 ---- _

j 2,ooE-03

1,00&03

O,ooE+OO +----,-------,------.---------,---,----------,

O,ooE+OO 2,00&01 4,00&01 s.œsoi 8,00&01 1,00E+OO 1,20E+OO

profondeur (m)

Figure 8 Comparaison de la relation conductivité hydraulique - profondeur après la

modification du paramètre m pour le sol l (en haut) et pour le sol 2 (en bas)

Nous observons qu'après la modification du paramètre m la relation conductivité

profondeur est sensiblement améliorée. Pour le sol 2 les deux courbes sont pratiquement

superposées ce qui indique une bonne corrélation entre les deux séries de valeurs. Pour le sol

154

l , la relation conductivité - profondeur simulée prend l'allure de celle mesurée. La différence

observée dans la première partie de la courbe est due sans doute à l'absence de mesures plus

denses de la conductivité sur le profil (avec trois points de mesure nous ne pouvons pas avoir

une tendance exponentielle).

Après cette modification, nous estimons que la simulation de la conductivité hydraulique du

sol est satisfaisante et nous passons au paramètre suivant qui intervient dans la modélisation

du ruissellement.

La végétation

Le modèle TOOPOG simule l'évapotranspiration et l'érosion du sol et pour cela il demande

les caractéristiques de chaque type de végétation présent dans le bassin versant.

Ces paramètres qui sont nombreux se réfèrent à: l'albédo du sol et de la végétation, le

coefficient d'interception, la capacité d'absorption racinaire, la pente de la courbe

température-pression de vapeur, le potentiel, la profondeur maximale d'enracinement, la

résistance aérodynamique de la plante et du sol, la fraction du sol exposé, la distance entre le

centre de gravité de la plante et la surface du sol. Pour tous ces paramètres nous avons utilisé

les valeurs suggérées dans le manuel d'utilisation de TOPOG. A cause à cette multitude de

paramètres nous avons réduit à deux le nombre de classes de végétation, forêt et prairie, en

admettant que la steppe herbacée fonctionne de la même manière que la prairie et que les

autres types de végétation couvrent des superficies négligeables par rapport aux deux classes

choisies.

5.3.4.2 Modélisation

Une fois le maillage décrivant le bassin versant achevé et la détermination des paramètres

d'état conclue, nous pouvons passer à la modélisation hydrologique proprement dite.

TOPOG considère que l'écoulement dans la zone non saturée n'est que vertical et nous avons

choisi l'option d'une relation de type TopModei. L'écoulement latéral dans la zone saturée est

exprimé par la loi de Darcy. Ce schéma permet de s'affranchir d'une prise en compte des

caractéristiques hydrodynamiques complètes du sol, mais ne décrit pas le profil d'humidité.

L'évapotranspiration potentielle est calculée par l'équation de Penman-Monteith et

l'évapotranspiration réelle est déduite de la disponibilité en eau dans le profil de sol. Le

ruissellement est calculé en terme de bilan d'eau et transféré à la maille aval à chaque pas de

temps (modèle de type «cascade ») où il est transféré par une fonction d'onde cinématique

(seulement dans le cas de la modélisation en continu).

155

On peut déjà formuler quelques remarques:

• TOPOG considère chaque maille comme un volume de contrôle et pour chaque d'elle

il fonctionne selon l'organigramme de la Figure 9 ; à chaque pas de temps, le modèle

calcule le bilan en eau sur ce volume, en fonction des entrées sur la maille (pluie sur la

maille, ruissellement et écoulement subsurfacique provenant de l'amont) et des

caractéristiques d'état (caractéristiques hydrodynamiques, végétation de la maille).

Les sorties sont le ruissellement et l'écoulement subsurfacique vers la maille aval, l'

évapotranspiration et l'interception). •.

• Dans la version de TOPOG dont nous disposons, le réseau hydrographique n'est pas

représenté de façon satisfaisante. En effet il est bien calculé (et représenté) sur

l'interface graphique, mais il ne participe pas au transfert de l'eau vers l'exutoire.

Donnéestopographiques

Interception

Evapotranspiration ]

ANALYSE DETERRAIN

entréesTopogjdynamic

,--------------------------sorties

Ecoulement non saturé(vertical)

Ecoulement saturé (lateral)

Figure 9 Schéma de fonctionnement du TOPOG

Il nous reste à caler la réponse aux événements pluvieux. Pour une simulation en continu (du

premier janvier 1997 au 31 décembre 1998) les résultats sont donnés sur la Figure 10. Nous

remarquons que le modèle restitue bien l'importance relative de chaque pic de crue, mais il a

156

tendance à surestimer les lames écoulées. Il donne aussi la posibilité de reconstituer les lames

écoullées pour des événements qui ne sont pas pris en compte dans l'analyse realisée au

chapitre 4.

10,00

temps Gour julien)

70,00

60,00

Ê 50,00E'-'

.~ 40,00:;e.~ 30,00~

E.! 20,00

i

L 100 200 300 400 500 600 700 800

Figure 10 Lames ruisselées simulées et observées

En revenant sur la période analysée au le chapitre 4; c'est-à-dire di 25 mai 1997 au 13 octobre

1997 et du 25 avril 1998 au 13 octobre 1998, nous observons que le modèle surestime dans la

plupart des cas les valeurs des lames écoulées.

Le graphique présenté sur la Figure Il montre un nuage de points situé au dessus de la

première bisectrisse pour lequel le modèle surestime les valeurs des lames écoulées. Le

coefficient de détermination est d'environ 71% et l'origine de la droite de régression est

significativement différent de O. En revanche, la pente de la droite de régression n'est pas

différente de 1.

Les seuls paramètres qui peuvent être modifiés sont les paramètres de la végétation. Nous

avons vu dans les paragraphes précédents que pour chaque classe de végétation le schéma

d'évapotranspiration emploie 12 paramètres. Compte tenu de la méconnaissance de leurs

valeurs réelles (dont certaines varient dans le temps), nous avons renoncé à essayer de caler le

modèle en utilisant ces paramètres.

157

70605040302010

0,00 '-::-~---r-----.-----------'------.----""'-------------'

o

70,00

.-. 60,00 •E •,§, 50,00~,~

-;40,00E.r;; •~

,~ 30,00-;Q •Y~ 20,00~ •E > •

.!!10,00

lame écoulée mesurée (mm)

Figure 11 Comparaison des lames écoulées mesurées et simulées

Pour la modélisation à l'échelle événementielle, nous avons choisi le même schéma SBM

mais avec l'onde cinématique pour représenter le ruissellement. A chaque pas de temps le

modèle calcule la hauteur d'eau sur chaque maille. Cette hauteur est considérée comme la

somme de la précipitation et du ruisselleront provenant des mailles situées à l'amont

auxquelles on rajoute l'eau résiduelle. Nous avons choisi pour un premier test toutes les crues

de l'année 1997.

Les figures suivantes (Figure 12 et Figure 13) présentent la comparaison entre les lames

simulées et mesurées pour deux valeurs différente du coefficient de Manning. Nous observons

que le modèle TOPOG a une tendence à sous-estimer les valeurs des lames écoulées et qu'il

a du mal à reconstituer les fortes crues. Par exemple, pour la crue du 03/08/97, la valeur

estimée est de 16,34 mm, alors que la valeur mesurée est de 40,00 mm. En revanche les lames

les plus petites sont bien calculées, l'erreur étant comprise entre 1 et 5%. L'origine de la

droite de régression est proche de zéro, mais la pente diffère de la première bissectrice dans sa

partie supérieure. Le coefficient de détermination de la droite est de 73% et le coefficient de

Nash a une valeur assez faible (0,55).

Nous avons essayé d'améliorer les résultats de la modélisation en modifiant la valeur du

coefficient de Manning. Pour cela nous avons augmenté cette valeur à 0,312. Avec cette

modification les résultats se présente ainsi :

• le modèle continue de sous-estimer les lames écoulées les plus grandes;

• le coefficient de détermination augmente et il prend la valeur de 86% ;

158

• le coefficient de Nash prend la valeur de 0,74 ;

• pour les petites lames écoulées le modèle donne de bons résultats.

60

6050

.030897

40

.020897

302010

o IF-=-....-------,-----.-----------,-----.----------,-----------,

o

50

10

5406'-'

~"3 306.;;~

6 20~

lame mesurée (mm)

Figure 12 Comparaison entre les lames mesurées et simulées pour un Manning de 0.20

60

6050

.030897

40302010

o- ~-------.-----.-----------,----.--------------,---------,

o

10

50

5 40e'-'

~"3 30.5'"~6~ 20

lame mesurée (mm)

• Figure 13 Comparaison entre les lames mesurées et simulées pour un Manning de

0.312

159

Cette situation n'est toujours pas satisfaisante. Nous avons donc encore augmenté le

coefficient de Manning en testant les valeurs suivantes: 0.35, 1,00 et 1,10. Les résultats sont

présentés sur la Figure 14. Nous observons que pour des valeurs de Manning de 1,00 et 1,10

les nuages de points sont mieux groupés autour de la droite de régression. Le coefficient de

détermination augmente de 0,73 pour le premier essai à 0,89 pour un Manning de 1,00 et 1,1.

Les résultats de la simulation pour les valeurs de Manning de 1,10 et 1,00 sont presque les

mêmes. Seuls le coefficient de Nash peut être déterminant dans le choix de l'une ou de l'autre

valeur. La valeur du critère de Nash pour un Manning de 1,0 est de 0,83 ta1}dis que pour une

valeur de Manning de 1,00 ce coefficient passe à 0,929. Même si le modèle continue de sous­

estimer la lame écoulée, il simule mieux avec ces nouvelles valeurs les crues les plus fortes.

1. manning=O.34 • manning=I.OO .6.manning=l.l 1

50

45

40

"""' 358.! 30~~

-= 258 t.;~ 20 •8 •.!

15

10

5

00 10 20 30 40 50

lame mesurée (mm)

Figure 14 Comparaison des lames mesurées et simulées pour trois valeurs de Manning

En comparant les lames écoulées et calculées par les modèle ANSWERS et TOPOG, nous

observons sur la Figure 15 une bonne corrélation entre ces deux séries de valeurs. La droite de

régression a son origine proche de la bissectrice et sa pente est pratiquement de 1. Le

coefficient de détermination est de 86%.

Dans ces conditions, nous envisageons de conserver la valeur de 1,10 pour le coefficient de

Manning. Cette valeur sera testée pour le groupe des données de 1998.

160

5045403530252015105

ë 15.!

10

5

0..",."'--------,-------,------,----,-------.------,---,------,------,---_

o

50

45

40

î 35'-'

g.o 30c.e-; 25'Q,l

] 20.~

lame simulée answers (mm)

Figure 15 Comparaison entre les lames simulées avec ANSWERS et TOPOG

Pour l'année 1998, les résultats obtenus sont présentés sur la Figure 16. Le coefficient de

détermination de la droite de régression est de 0,86 et le coefficient Nash calculé est de 0,84.

3530252015105

O~~::r__-----=------,------,--------,-------,------,------­

o

30

5

10

35

...... 25ElS.s 20:;El.~ 15~

El.!

lame mesurée (mm)

Figure 16 Comparaison des lames mesurées et simulées pour un Manning de 1.1

La droite de régression a son origine proche de zéro et la pente ne diffère pas

significativement de la première bissectrice (la pente est de 0,89). Le modèle sous-estime les

161

résultats de la plupart des événements. Nous remarquons que pour les valeurs de pluie très

faibles (comme celles des 18/06/98, 31/05/98 et de la première averse du 14/06/98) le modèle

calcule des lames inférieures à celles mesurées (l'erreur est de 2,75%); il arrive même

qu'elles soient nulles ce qui signifie que pendant ces averses (18/06/98) le bassin ne produit

pas de ruissellement (événements représentés dans un carré rouge sur la Figure 16).

En comparant les résultats de cette simulation avec ceux du modèle ANSWERS nous

pouvons remarquer que les résultats sont proches les uns des autres (Figure 17). Le coefficient

de détermination est de 93% ; l'origine de la droite de régression est à zéro et la pente de cette

droite ne diffère pas significativement de la première bissectrice (la pente est de 0,87).

30

25 •ee';;; 200Cl.S~ 15~

:;e

'r;;10~e •.!

5

30252015105

0...-----,----------,--------,-----.--------.---------,

olame simulée answers (mm)

Figure 17 Comparaison entre les lames simulées avec ANSWERS et TOPOG (1998)

A partir de ces résultats, nous pouvons conclure qu'en terme de lames écoulées cumulées les

résultats obtenus avec le modèle TOPOG sont proches de la réalité même si le modèle a

tendance à sous-estimer les résultats à l'échelle événementielle.

Nous ne disposons malheureusement pas d'un nombre suffisant d'observations pour valider le

schéma de fonctionnement du bassin auquel conduit cette modélisation. C'est pour cela que

nous n'avons pas utilisé la démarche habituelle de calage et de validation. Al'échelle

événementielle, nous avons seulement essayé de déterminer un coefficient de Manning qui,

pour une série de données, donne les meilleurs résultats, puis de tester ce coefficient sur un

autre jeu de données. Dans la limite des critères utilisés, le résultat nous semble acceptable.

162

Les simulations effectuées sur le bassin versant de Voinesti, même si elles ne sont pas

totalement satisfaisantes en terme d'adéquation des lames écoulées cumulées simulées aux

lames écoulées observées, s'avèrent néanmoins riches en enseignement. D'une part, elles ont

permis de bien comprendre la façon dont notre modèle fonctionne et réagit aux modifications

des paramètres. D'autre part, le modèle présente dans cet exercice une réelle capacité à

représenter un grand nombre de processus dont nous n'avons pas exploité toutes les

ressources. Parallèlement nous avons rencontré quelques-unes des limites de la structure

actuelle de TOPOG : le modèle n'utilise pas le réseau hydrographique (bien qu'il le calcule) ;

le schéma de résolution de l'évapotranspiration utilise une approche exagérément compliquée

compte tenu de la méconnaissance des paramètres à utiliser pour chaque classe de végétation;

il y a un problème (bogue de programmation ?) dans la résolution de l'équation de Richards

(tous les essais ont échoué et nous avons fmalement renoncé à cette représentation de

l'écoulement dans la zone non saturée). En revanche le modèle TOPOG offre une bonne

représentation de la topographie du terrain basée sur les courbes de niveau et les lignes de

plus grande pente.

Pour conclure, le modèle TOPOG est un modèle de recherche, encore en développement, peu

riche en explications (la notice est encore sommaire) et qui demande beaucoup de soins tout

particulièrement pour le traitement de la topographie. Sous sa forme complète, TOPOG est

relativement lourd et difficilement exploitable. Il exige un ordinateur puissant: au minimum

128 Mbytes de RAM, 256 Mbytes conseillés; et au minimum 200 Mbytes de mémoire libre

sur le disque dur avec un moniteur de 19 pouces de résolution 1280x1024).

Chapitre 6 Conclusions et perspectives

164

6.1 CONCLUSIONS ET PERSPECTIVES

L'objectif annoncé dans l'introduction de cette étude au niveau de l'analyse des données

comme de la modélisation a été rempli.

Pour la gestion des données hydropluviométriques, nous avons développé en Fortran le

logiciel ACROPOLE qui calcule: l'interpolation à pas de temps fixe des données,

l'expression analytique de la courbe de tarage, l'intensité des précipitations et le débit des

écoulements, les graphiques couplés des hyétogrammes et des hydrogrammes et extrayant les

temps de base et de montée des crues, ainsi que la séparation des écoulements superficiels et

de base. Pour tester sa robustesse, nous avons réécrit ce logiciel dans l'environnement

MATLAB qui offre de nombreuses fonctions mathématiques de calcul vectoriel et matriciel.

Dans cette configuration les bases de données sont mieux gérées, mais il n'est pas possible de

créer des fichiers exécutables.

L'analyse des données disponibles s'appuie sur le calcul de l'évapotranspiration, la

détermination des caractéristiques physiques et hydrodynamiques du sol, l'analyse des

chroniques pluies-débits et pluie-évapotranspiration et l'examen de l'érosion sur des parcelles

d'essais.

Pour l'évaluation de l' évapotranspiration, nous proposons quatre méthodes de calcul

comparées entre elles. Si les valeurs mensuelles sont suffisantes, l'évaporation peut se

calculer avec les méthodes de Turc ou de Thomthwaite. S'il est nécessaire d'affiner les

résultats ou s'il faut avoir un pas plus fin (journalier par exemple), la méthode de Penman­

Monteith recommandée par la FAO offre des résultats plus réalistes que la méthode de

Penman qui les surestime. Dans ce contexte, nous avons programmé un logiciel en VISUAL

BASIC en suivant l'algorithme proposé par Allen en 1998. Ce logiciel est très facile à

manipuler par un utilisateur familier d'EXCEL.

La nature et les caractéristiques du sol sont importantes pour la détermination de la

redistribution entre l'écoulement de surface et l'écoulement souterraine. Dans ce contexte

nous avons mesuré certaines caractéristiques physiques et hydrodynamiques du sol du bassin

versant à partir d'échantillons prélevés sur deux unités de sol différentes (US 8 et US 13). Les

analyses granulométriques du sol ont permis de définir des classes de texture pour chaque

horizon ainsi que les paramètres physiques de masse volumique réelle et apparente sèche,

d'où on déduit la porosité. Ces analyses conduisent à deux résultats principaux. Le sol de

l'unité US 8 qui se trouve dans la partie amont du bassin présente une variation brutale entre

165

30 et 60 cm de profondeur où on constate la présence d'un horizon Bt (illuvial) qui peut

influencer le fonctionnement hydrodynamique du bassin. En revanche l'autre profil du sol est

relativement homogène.

Les caractéristiques hydrodynamiques étudiées sont: la teneur en eau, la conductivité

hydraulique à saturation, et les courbes de rétention en eau.

Les profils d'humidité sont réalisés à un pas de temps journalier sur une période allant d'avril

à octobre pour chaque année. En suivant l'évolution dynamique de ces profils et les

enveloppes minimales et maximales, nous observons que le front d'infiltration descend vite

jusqu'à une profondeur de 30-40 cm, puis garde une valeur constante en dessous de cette

profondeur. Par conséquent, nous pouvons admettre qu'il n'y a pas d'infiltration au-delà de

cette profondeur ou que le taux d'infiltration diminue considérablement. Nous constatons une

petite augmentation de 1'humidité à la profondeur de 80-100 cm. Cette situation est due à

l'horizon Bt qui provoque une accumulation en eau. De plus la couche d'argile trouvée à 1 m

de profondeur peut provoquer une remontée de la frange capillaire.

Pour la détermination de la conductivité à saturation, nous avons réalisé en laboratoire un

pennéamètre à charge constante sans succion. La relation conductivité hydraulique ­

profondeur montre un drainage rapide de la partie supérieure du sol suivi d'un drainage lent

en profondeur pour le premier profil de sol dans le cas de l'unité US8, et un drainage lent

dans le cas de l'unité US13.

Les courbes de rétention en eau montrent une microporosité prononcée dans des conditions

normales d'approvisionnement en eau. Elles ont été ajustées sur la loi de Van Genuchten.

Nous admettons que, dans ces conditions, l'écoulement superficiel a un poids

significativement plus important dans la dynamique de l'écoulement sur le bassin versant de

Voinesti, par rapport aux autres composantes.

L'analyse pluie débit sur l'ensemble de la période d'étude a permis de sélectionner des

évènements en fonction de quelques-unes de leurs caractéristiques principales en mettant

l'accent sur l'écoulement superficiel: intensité maximale de la précipitation, débit moyen,

débit maximum, durée de l'événement, temps de montée et de base de la crue. On a établi

ainsi un catalogue des données décrivant chaque événement avec leurs valeurs

caractéristiques et l'ensemble des graphiques hyétogramme hydrogramme.

L'analyse lame précipitée-lame écoulée permet de tirer quelques conclusions. Lorsque les

précipitations importantes sont précédées de jours sans pluie, elles donnent lieu à des lames

écoulées peut importantes; cela est du au fait que le sol a eu le temps de ressuyer. En

166

revanche, des précipitations peu importantes sur des sols humides ont produit des lames

écoulées significativement fortes.

L'analyse intensités maximales-pluie brute permet d'établir un seuil de précipitation en

dessous duquel le bassin versant ne « coule» pas. Mais nous estimons que notre série

d'observations est trop courte pour confirmer ce seuil.

L'analyse pluie-évapotranspiration montre que les périodes les plus déficitaires en eau vont

d'avril à mai et de septembre à octobre. Toutefois les deux années étudiées sont plutôt

humides lorsqu'on les replace dans le contexte interannuel régional.

A propos de l'étude de l'érosion du sol sur parcelles d'essai, nous pouvons faire les remarques

suivantes: le travail du sol influence l'infiltration de l'eau, la phase d'imbibition est lente, les

pertes en sol varient selon le traitement. On a estimé également l'érosion par les formules de

Wischmeier (USLE) et de Motoc (USLE adaptée aux conditions de la Roumanie). Les

résultats obtenus montrent que sur la parcelle travaillée la valeur de l'érosion dépasse

considérablement la valeur admissible par les normes roumaines pour les sols du bassin

versant de Voinesti. En revanche un couvert herbacé bien entretenu offre une bonne

protection.

Quelles sont maintenant les conclusions et les perspectives à retirer du travail de

modélisation ?

Lors du premier essai de calage du modèle ANSWERS, les résultats n'ont pas été

satisfaisants. Pour les améliorer, nous avons modifié le paramètre P de l'équation de Holtan,

qui gère l'infiltration dans le sol. Une augmentation de ce coefficient suppose une diminution

de l'infiltration. Un autre paramètre à modifier est la profondeur de la zone de contrôle (la

partie du sol qui participe à l'infiltration). En tenant compte des sols du bassin de Voinesti,

nous avons retenu un coefficient P égal à 0,8 et un DF égal à 0,25 de la profondeur de

l'horizon A du sol. Avec ces nouvelles hypothèses, les résultats s'améliorent nettement au

sens des critères utilisés: coefficient de Nash et coefficient de détermination de la droite de

régression avec sa pente et son origine par rapport à la première bissectrice.

Quelques remarques peuvent être faites sur la dynamique de la crue simulée : les crues sont

mieux représentées dans leur partie ascendante que dans leur partie descendante. La pointe de

crue est bien reconstituée, mais généralement l'instant du début de la crue précède un peu

l'observation réelle.

167

En l'absence de mesures directes sur l'érosion du sol, on utilise les résultats du modèle

comme une estimation de l'ordre de grandeur de l'érosion.

Il faut enfin noter que le modèle ANSWERS dans la version que nous avons utilisée ne peut

pas prendre en compte plus de 1700 mailles et plus de 35 valeurs de pluie dans le même

fichier, ce qui limite considérablement les possibilités de modélisation.

Le modèle TOPOG est le deuxième modèle utilisé dans notre étude. Grâce à son moduleA.

d'analyse de terrain, il réalise une discrétisation du bassin versant basé sur les courbes de

niveau et les lignes de plus grande pente. Ce concept offre une représentation réaliste de la

topographie. Le modèle calcule non seulement la pente et l'aspect de chaque maille, mais

aussi le rayonnement solaire potentiel pour différentes périodes de l'année. Les données

climatiques et pluviométriques doivent être formatées spécialement pour TOPOG et la

préparation des données change selon le mode temporel utilisé dans la simulation (en continu

ou événementielle). Pour la représentation spatiale du sol nous nous sommes limités à deux

classes correspondant aux deux profils étudiés. L'écoulement vertical dans le sol est simulée

par un schéma analogue à celui de TopModel. Ce schéma considère une seule couche de sol

dans lequel la conductivité hydraulique décroît avec la profondeur en suivant une loi

exponentielle. Après le calage du paramètre de décroissance de la conductivité hydraulique,

nous avons obtenu une bonne adéquation entre les résultats simulés et mesurés dans la

relation conductivité hydraulique -profondeur. Pour la caractérisation de la végétation, le

modèle exige douze paramètres, ce que nous considérons exagéré.

Deux types de représentation du ruissellement ont été choisis correspondant à deux types de

simulations différentes: le type «cascade» pour une simulation en continu et le type « onde

cinématique » pour une simulation à l'échelle événementielle. Les résultats obtenus dans le

cas de la simulation en continu surestiment les valeurs observées. Al'échelle événementielle,

la modélisation sous-estime dans la plupart des cas l'observation, mais en augmentant le

coefficient de Manning jusqu'à l,Ion obtient des résultats satisfaisants dans la limite des

critères utilisés.

Une amélioration des résultats de cette application n'est envisageable qu'avec une meilleure

qualité dans l'observation des processus en jeu (évapotranspiration, pluie, etc.). Les débits et

les précipitations observés aux stations hydropluviométriques doivent faire l'objet d'une

surveillance constante.

168

Nous considérons cependant que les résultats obtenus dans le cas de la simulation

événementielle sont réalistes.

Toutefois le modèle TOPOG est un modèle de recherche, encore en développement, peu riche

en explications (la notice est encore sommaire) et qui demande beaucoup de soins tout

particulièrement pour le traitement de la topographie. Sous sa forme complète, TOPOG est

relativement lourd et difficilement exploitable.

Une perspective immédiate du travail accompli est d'améliorer le modèle TOPOG., tout

particulièrement la procédure de calcul de l'évapotranspiration en limitant le nombre de

paramètres utilisés, et le module de résolution de l'écoulement vertical avec l'équation de

Richards qui présente un problème de convergence.

Une autre perspective est l'application de ces modèles sur une série d'observation plus longue

et sur un autre bassin versant (par exemple, le BVRE Aldeni), mais cela nécessite un gros

effort de traitement de données, disponibles, mais non numérisées.

Enfin des compléments d'équipements de mesure sur le bassin versant de Voinesti seraient

bien utiles, avec du matériel de qualité permettant une acquisition numérique automatique.

170

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ANNEXE 1. CALCUL DE L'EVAPOTRANSPlRATION PAR LA METHODE DETURC

1997 décade rg décadaire décadaireETP(mm)

0-10 63,78 -2,55 O,OCjan 1020 140,25 1,92 2,81

20 - 30 170,14 1,2 2,24

0-10 212,25 -0,88 O,OC

fév. 1020 166,99 1,75 2,95

20 - 30 254,46 4,34 8,88

0- 10 276,40 5,44 11,29

mars 1020 260,05 4,32 9,0120 - 30 178,82 0,43 0,820-10 257,53 3,1 6,85

avril 1020 315,68 4,82 11,56

20 - 30 284,61 8,02 15,15

0-10 500,37 16,14 37,08

mai 1020 636,66 18,91 49,78

20 - 30 355,25 Il,02 22,310-10 411,01 15,65 30,60

juin 1020 581, Il 20,68 47,5520 -30 583,15 20,21 47,240-10 571,67 20,75 46,91

juillet 1020 444,15 16,82 33,9620 -30 348,08 16,97 27,470-10 344,37 18,25 28,14

août 1020 408,10 18,66 33,0120 -30 281,41 15,12 21,630-10 222,01 15,48 17,96

sept 1020 410,28 13,88 28,7620 -30 302,2" 10,66 19,020-10 300,21 13,43 21,51

oct 1020 224,0~ 7,89 12,2820 - 30 145,4/ 2,19 3,240-10 202,45 7,06 10,50

nov 1020 112,83 5,71 5,8420 -30 95,62 3,42 3,510-10 82,15 1,3" 1,44

déc 1020 96,28 -l,Il O,OC

20 -30 74,7C 2,94 2,65

1998 décade rg décadaire t décadaire ETP (mm)

0- 10 131,37 5,2 6,10

jan 1020 138,22 4,1 5,21

20 - 30 131,45 -3,1 0,00

0-10 157,40 -1,2 0,00

fév. 10 20 198,65 6,4 9,65

20 - 30 349,59 9,9 20,72

0-10 260,17 8,1 14,09

mars 10 20 319,74 -0,1 0,00

20 - 30 273,90 0,8 2,13

0-10 432,66 15,4 31,74

avril 10 20 390,87 10,2 23,16

20 - 30 314,99 10,0 18,99

0-10 361,44 13,8 25,65

mai 10 20 319,54 12,9 22,25

20 - 30 424,46 14,8 30,590-10 512,26 19,3 41,08

juin 1020 496,18 17,3 38,05

20 - 30 547,80 20,1 44,510-10 611,62 18,4 47,37

juillet 1020 483,53 20,4 39,94

20 - 30 443,97 23,9 39,45

0-10 569,19 24,4 49,84

août 1020 568,06 21,1 46,99

20 - 30 416,24 17,0 32,220-10 220,80 13,1 16,43

sept 1020 259,91 13,1 18,7820 - 30 268,12 14,8 20,530-10 199,38 11,7 14,19

oct 1020 254,24 12,6 18,0620 - 30 212,84 9,4 13,160-10 151,53 6,4 7,85

nov 1020 107,59 0,7 0,89

20 - 30 47,52 -2,6 0,00

0- 10 75,64 -4,8 0,00

déc 1020 103,59 -0,3 0,00

20 - 30 107,34 -1,1 0,00

0,1000,050,005 0,010

ARGILE- 28 % 1 ~t1--rSILT- 21 % 1

SABLE- 51 % 1

-~jl1

f------.-- 1 -- --t-~--,-

- i i-r--i---f-1

1 --·~fTl1-- 1

1----- r ri

:~

........ - -- -+--r-l-- ~

_··~ttI»:........1-- --1--

i l-A' 1 -- -- Tt-v.v: 1v : i J._-- v -- -----1-- 1

~1

--................

1

---1-- --

l----- -

t , 1 --- H-I1

-

,[ ~-,-_U0,0

0,001

10,0

20,0

30,0

40,0

50,0

60,0

70,0

80,0

90,0

100,0

-------

ANALYSE GRANULOMETRIQUE

g

g/cm3

cm

mm

cm

cm3

cm2

cm

Voinesti station 60 cm

Citire Corectie Citire Corectie de Citire g H (cm) h-Vs Hr d2 d d mp

Timp Timo (s) redusa menisc Rcor temneratura Rcortemn (kN/m3) (cm) (cm) (cm) (cm2) (cm) (mm) (%)

30" 30 Il 0,5 Il,5 0,9 12,4 10, Il 7,6 14,29 14,74 0,00 0,01 0,073 39,6

l' 60 10,5 0,5 Il 0,9 11,9 10,105 7,8 14,29 14,94 0,00 0,01 0,052 38,0

2' 120 10 0,5 10,5 0,9 Il,4 10,1 8 14,29 15,14 0,00 0,00 0,037 36,4

4' 300 9,5 0,5 10 0,9 10,9 10,095 8,2 14,29 15,34 0,00 0,00 0,024 34,8

8' 480 9 0,5 9,5 0,9 10,4 10,09 8,4 14,29 15,54 0,00 0,00 0,019 33,2

15' 900 8,7 0,5 9,2 0,9 10,1 10,087 8,52 14,29 15,66 0,00 0,00 0,014 32,3

3O' 1800 8 0,5 8,5 0,9 9,4 10,08 8,8 14,29 15,94 0,00 0,00 0,010 30,0

Ih 3600 7,8 0,5 8,3 0,9 9,2 10,078 8,88 14,29 16,02 0,00 0,00 0,007 29,4

2h 7200 7,5 0,5 8 0,9 8,9 10,075 9 14,29 16,14 0,00 0,00 0,005 28,4

4h 14400 5,75 0,5 6,25 0,9 7,15 10,0575 9,7 14,29 16,84 0,00 0,00 0,004 22,8

8h 28800 5 0,5 5,5 0,9 6,4 10,05 10 14,29 17,14 0,00 0,00 0,003 20,4

24h 86400 4 0,5 4,5 0,9 5,4 10,04 10,4 14,29 17,54 0,00 0,00 0,001 17,3

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ANALYSE GRANULOMETRlQUE

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Voinesti station 100 cm

Citire Corectie Citire Corectie de Citire g U(cm) b-Vs Ur d2 d d mp

Timp Timp (s) redusa menisc Rcor temperatura Rcortemn (kN/m3) (cm) (cm) (cm) (cm2) (cm) (mm) (%)3D" 30 27 0,5 27,5 1,2 28,7 10,27 1,2 14,29 8,34 0,00 0,01 0,055 91,0

l' 60 27 0,5 27,5 1,2 28,7 10,27 1,2 14,29 8,34 0,00 0,00 0,039 91,0

2' 120 27 0,5 27,5 1,2 28,7 10,27 1,2 14,29 8,34 0,00 0,00 0,028 91,0

4' 300 27 0,5 27,5 1,2 28,7 10,27 1,2 14,29 8,34 0,00 0,00 0,017 91,0

8' 480 27 0,5 27,5 1,2 28,7 10,27 1,2 14,29 8,34 0,00 0,00 0,014 91,0

15' 900 24 0,5 24,5 1,2 25,7 10,24 2,4 14,29 9,54 0,00 0,00 0,0 Il 81,5

30' 1800 21,3 0,5 21,8 1,2 23 10,213 3,48 14,29 10,62 0,00 0,00 0,008 72,9

Ih 3600 18,1 0,5 18,6 1,2 19,8 10,181 4,76 14,29 Il,90 0,00 0,00 0,006 62,8

2h 7200 15,1 0,5 15,6 1,2 16,8 10,151 5,96 14,29 13,10 0,00 0,00 0,004 53,3

4h 14400 12,9 0,5 13,4 1 2 14,6 10,129 6,84 14,29 13,98 0,00 0,00 0,003 46,3

8h 28800 Il,1 0,5 Il,6 1,2 12,8 10,111 7,56 14,29 14,70 0,00 0,00 0,002 40,6

24h 86400 10 0,5 10,5 1,2 Il,7 10,1 8 14,29 15,14 0,00 0,00 D,DOl 37,1

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ANALYSE GRANULOMETRIQUE

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Citire Coreetie Citire Coreetie de Citire g H(em) h-Vs Hr d2 d d mp

Timp Timp (s) redusa menise Reor temperatura Rcortemn (kN/m3) (cm) (cm) (cm) (em2) (cm) (mm) (%)

30" 30 13,9 0,5 14,4 0,79 15,19 10,139 6,44 14,286 13,583 4,960E-05 0,007 0,070 49,8

l' 60 13,1 0,5 13,6 0,79 14,39 10,131 6,76 14,286 13,903 2,539E-05 0,005 0,050 47,2

2' 120 12,2 0,5 12,7 0,79 13,49 10,122 7,12 14,286 14,263 1,302E-05 0,004 0,036 44,3

4' 300 Il 0,5 Il,5 0,79 12,29 10,Il 7,6 14,286 14,743 5,384E-06 0,002 0,023 40,3

8' 480 10,3 0,5 10,8 0,79 Il,59 10,103 7,88 14,286 15,023 3,429E-06 0,002 0,019 38,0

15' 900 9,1 0,5 9,6 0,79 10,39 10,091 8,36 14,286 15,503 1,887E-06 0,001 0,014 34,1

30' 1800 8,5 0,5 9 0,79 9,79 10,085 8,6 14,286 15,743 9,582E-07 0,001 0,010 32,1

Ih 3600 7,5 0,5 8 0,79 8,79 10,075 9 14,286 16,143 4,913E-07 0,001 0,007 28,8

2h 7200 6,5 0,5 7 0,79 7,79 10,065 9,4 14,286 16,543 2,517E-07 0,001 0,005 25,6

4h 14400 5,5 0,5 6 0,79 6,79 10,055 9,8 14,286 16,943 1,289E-07 0,000 0,004 22,3

8h 28800 4,5 0,5 5 0,79 5,79 10,045 10,2 14,286 17,343 6,597E-08 0,000 0,003 19,0

24h 86400 4,4 0,5 4,9 0,79 5,69 10,044 10,24 14,286 17,383 2,204E-08 0,000 0,001 18,7

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ANALIZA GRANULOMETRICA PRIN SEDIMENTARE

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4,65

9,2

g Voinesti SE de station à 100 cm

g/cm3

cm

mm

cm

cm3

cm2

cm

Citire Corectie Citire Corectie de Citire g H(cm) h-Vs Hr d2 d d mp

Timp Timp (s) redusa menisc Rcor temperatura Rcortemp (kN/m3) (cm) (cm) (cm) (cm2) (cm) (mm) (%)

30" 30 14 0,5 14,5 1,11 15,61 10,14 6,4 14,28596 13,543 4,95E-05 0,007033 0,070 49,9

1' 60 13,5 0,5 14 1,11 15,11 10,135 6,6 14,28596 13,743 2,5IE-05 0,005009 0,050 48,3

2' 120 12,7 0,5 13,2 1,11 14,31 10,127 6,92 14,28596 14,063 1,28E-05 0,003583 0,036 45,8

4' 300 12 0,5 12,5 1,11 13,61 10,12 7,2 14,28596 14,343 5,24E-06 0,002289 0,023 43,5

8' 480 11,8 0,5 12,3 1,Il 13,41 10,118 7,28 14,28596 14,423 3,29E-06 0,001814 0,018 42,9

15' 900 10 0,5 10,5 1,Il 11,61 10,1 ·8 14,28596 15,143 1,84E-06 0,001358 0,014 37,1

30' 1800 9,5 0,5 10 1,11 11,11 10,095 8,2 14,28596 15,343 9,34E-07 0,000966 0,010 35,5

1h 3600 8,1 0,5 8,6 1,11 9,71 10,081 8,76 14,28596 15,903 4,84E-07 0,000696 0,007 31,1

2h 7200 7 0,5 7,5 1,11 8,61 10,07 9,2 14,28596 16,343 2,49E-07 0,000499 0,005 27,5

4h 14400 6 0,5 6,5 1,Il 7,61 10,06 9,6 14,28596 16,743 1,27E-07 0,000357 0,004 24,3

8h 28800 5 0,5 5,5 1,11 6,61 10,05 10 14,28596 17,143 6,52E-08 0,000255 0,003 21,1

24h 86400 3,8 0,5 4,3 1,11 5,41 10,038 10,48 14,28596 17,623 2,23E-08 0,000149 0,001 17,3

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Basinversant: Voinesti

Station: Stationhydrologique

Effecuee par CarmenMaftei

PROBA1, ADÂNCIMEA 30 cm

DETERMINAREA DENSITATII PAMÂNTURILOR PRIN METODA CU STANTA

Basin versant: Voinesti

Station:NE Station hydrologique

Effecueepar CarmenMaftei

PROBA 1,ADÂNCIMEA 30 cm

Elemente de calcul Unitate Epruveta

de mësura 4 5 6

Masa inelului mo g 119,35 116,213 116,419Masa inelului + epruvetade pamânt ml g 226,473 230,29 224,239Volumul interioral inelului (al epruvetei) Vo cmc 63,585 63,585 63,585

bensitatea pamântului in stare naturala r g1cmc 1,6E 1,7S 1,70

Densitateamedie g1cmc 1,72

PROBA2, ADÂNClMEA 60 cm

Elemente de calcul Unitate Epruveta

demasura 1 2 3

lMasa inelului mo g 115,933 119,201 119,718lMasa inelului +epruvetade pamânt ml g 225,53 234,53 234,464Ivolumul interioral inelului (al epruvetei) Vo cmc 63,585 63,585 63,585

loensitateapamântului in stare naturala r g1cmc 1,71 1,81 1,80

IDensitatea medie g1cmc 1,780671542

PROBA3. ADÂNClMEA 100 cm

Elemente de calcul Unitate Epruveta

de masura 7 8 9

lMasa inelu1ui mo g 117,875 112,54~ 114,871lMasa inelului +epruvetade pamânt ml g 228,95l 220,951 225,603Ivolumul interioral inelului (al epruvetei) Vo cmc 63,585 63,585 63,585

IDensitatea pamântului in starenaturala r g1cmc 1,75 1,7( 1,74

loensitateamedie g1cmc 1,731105345

Elementede calcul Unitate Epruveta

de masurâ 10 Il 12

Masa inelului mo g 117,241 114,58 115,532Masa inelului + epruvetade pllmânt ml g 228,18l 225,99l 226,093lVolumul interioral ine1ului (al epruvetei) Vo cmc 63,585 63,585 63,585

Ioensitateapamântului in stare naturalar g1cmc 1,74 1,75 1,7~

IDensitatea medie g1cmc 1,745285838

PROBA2, ADÂNClMEA 60 cm

Elemente de calcul Unitate Epruveta

de masura 13 14 15

Masa inelului mo g 118,031 115,348 115,687Masa inelului+ epruvetade parnânt ml g 231,54 232,48~ 229,228lVolumul interioral inelului(al epruvetei) Vo cmc 63,585 63,585 63,585lDensitatea pamântului in stare naturala r g1cmc 1,79 1,8A I,7Ç

IDensitatea medie g1cmc 1,804335404

PROBA3. ADÂNCIMEA 100 cm

Elementede calcul Unitate Epruveta

de masura 16 17 18

iMasa inelului mo g 112,29l 120,393 115,71L

iMasa inelului+ epruvetade pamânt ml g 229,848 238,03Ç 231,281lVo1umui interioral inelului(al epruvetei) Vo cmc 63,585 63,585 63,585

lDensitatea pamântului în starenaturala r g1cmc 1,85 1,85 1,81

lDensitatea medie g1cmc 1,83882467

Basinversant:Voinesti

Station:Stationhydrologique

Effecuee par CarmenMaftei

DETERMINAREA DENSITATII PAMÂNTURILOR PRIN METODA CU STANTA

Basin versant: Voinesti

Station:NE Stationhydrologique

Effecueepar Carmen Maftei

PROBA1,ADÂNClMEA30cm

Elemente de calcul Unitate Epruveta

demasura 4 5 6

Masa inelului mo g119,35 116,213 116,419

Masa inelului + epruveta de pamânt ml g 212,83'1 199,303 210,839

IVolumul interior al inelului (al epruvetei) V0 cmc63,585 63,585 63,585

Densitatea în stare uscata a pamântului Pas g/cmc1,4 1,31 1,48

Densitatea medie g/cmc 1,42

PROBA 2, ADÂNCIMEA 60 cm

Elemente de calcul Unitate Epruveta

de masura 1 2 3

Masa inelului mo g115,933 119,201 119,718

Masa inelului + epruveta de pamânt ml g212,961 212,765 222,024

lVolumul interior al inelului (al epruvetei) Vo cmc63,585 63,585 63,585

Densitatea in stare uscata a pamântului Pas g/cmc1,53 1,4"; 1,61

lDensitatea medie g/cmc 1,53

PROBA l, ADÂNCIMEA 30 cm

Elemente de calcul Unitate Epruveta

de masura 10 11 12Masa inelului

gmo 117,241 114,58 115,532

Masa inelului + epruveta de pamântg

ml 217,128 213,456 214,568Volumul interior al inelului (al

cmcepruvetei) Vo 63,585 63,585 63,585Densitatea in stare uscata a pamântului

g/cmcp"" 1,57 1,56 l,56Densitatea medie g/cmc 1,56

PROBA 2, ADÂNCIMEA 60 cm

Elemente de calcul Unitate Epruveta

de masura 13 14 15lMasa inelului

gImo 118,031 115,348 115,687lMasa inelului + epruveta de pamânt

gIml 218,159 213,779 215,712[Volumul interior al inelului (al

cmcepruvetei) Vo 63,585 63,585 63,585/Densitatea în stare uscata a pamântului

g/cmcID"" l,57 l,55 l,57lDensitatea medie g/cmc 1,565

PROBA 3, ADÂNCIMEA 100 cm

Elemente de calcul Unitate Epruveta

demasura 7 8 9

Masa inelului mo g117,875 112,547 114,871

lMasa inelului + epruveta de pamânt ml g207,04~ 199,289 203,169

Ivolumul interior al inelului (al epruvetei) Vo cmc63,585 63,585 63,585

iDensitatea în stare uscata a pamântului Pao glcmc1,4C 1,36 1,39

lDensitatea medie glcmc 1,385069854

DETERMINAREA DENSITATII SCHELETULUI PAMÂN1lJRILOR

PROBA 1.ADÂNCIMEA 30cm

Elemente de calculUnitate Epruveta

demasura 1(2a) 2(2b) 3(2c)

Masa picnometru + material g 76,657 56,650 87,221Masa picnornetrului mo g 53,634 31,695 60,546Masa materialului ml g 23,023 24,955 26,675

Masa picnometru + lichid m2 g152,992 132,443 160,048

Masa picnometru + lichid + material m3 g167,402 147,975 176,699

rremperatura grade C 23,500 23,500 23,500

loensitate lichid glcmc0,99730 0,99730 0,99730

lFactor de corectie0,99909 0,99909 0,99909

loensitatea scheletului glcmc 2,663 2,639 2,652lMedia glcmc 2,651

Greutatea volumetrica a scheletului r, KN/mc 26,51

PROBA 3, ADÂNCIMEA 100 cm

Elemente de calcul Unitate Epruveta

de masura 16 17 18Masa inelului

gPlO 112,296 120,393 115,714Masa inelului + epruveta de pamânt

gPlI 212,3 222,555 215,696~olumul interior al inelului (al

cmcepruvetei) V0 63,585 63,585 63,585Densitatea în stare uscata a pamântului

glcmcIPas 1,57 1,61 l,57

Densitatea medie glcmc 1,583958481

DETERMINAREA DENSITATII SCHELETULUI PAMÂNTURILOR

PROBA1.ADÂNc~EA30cm

UnitateEpruvet

Elemente de calcul ade masura 3'(4a) 3(4b) 2(4c)

Masa picnometru + material g 74,563 79,261 71,696lMasa picnometrului mo g 55,582 60,546 48,774Masamaterialului ml g 18,981 18,715 22,922

lMasa picnometru + lichid m2 g160,06

155,078 5 148,211lMasa picnometru + lichid + material

g171,52

1m3 166,469 4 162,429Temperatura grade C 23,500 23,500 23,500

lDensitate lichid glcmc 0,99730,99730 0 0,99730

lFactor de corectie0,9990

0,99909 9 0,99909lDensitatea scheletului glcmc 2,492 2,570 2,624lMedia glcmc 2,562

IGreutatea volumetrica a scheletului KN/mc 25,62

PROBA 2. ADÂNCIMEA 60 cm

Elemente de calcul Unitate Epruveta

de masura 1(lb) 2(lc) 24(la)

Masapicnometru + materiai g 59759 82,267 65,448!Masa picnometrului mo g 31,248 53,634 45,477Masamateriaiului ml g 28,511 28,633 19,971!Masa picnometru + Iichid m2 g 126,985 153,193 94,616Masapicnometru + Iichid + materiai m3 g 144,885 171,075 107,146h'emperatura gradeC 23 SOC 23500 23,500Ioensitate lichid g1cmc 0,9973C 0,99730 0,99730iFactor de corectie o9990S 0,9990S 0,99909Densitatea scheletului g1cmc 2,67 2,654 2,674!Media g1cmc 2,668

preutateavolumetrica a scheletului KN/mc 26,68

PROBA3,ADÂNCIMEAI00cm

Elemente de calcul Unitate Epruveta

de masura 3'(3a) 1'(3b) 2(3c)

Masa picnometru + material g 72,022 82,26" 48,345Masa picnometrului mo g 55,582 53,634 31,695Masa materialului ml g 16,440 28,633 16,650Masa picnometru + Iichid m2 g 154,772 153,193 132,443Masa picnometru + lichid + material m3 g 165,215 171,075 142,991Temperatura grade C 23,500 23,500 23,500Densitate lichid glcmc 0,99730 0,99730 0,99730Factor de corectie 0,99909 0,99909 0,99909Densitatea scheletului glcmc 2,731 2,654 2,719Media glcmc 2,701

Greutatea volumetrica a scheletului KN/mc 27,01

PROBA 2. ADÂNCIMEA 60 cm

Elemente de calcul Unitate Epruveta

de masura 2(5a) 2'(5b) l'(Sc)

Masapicnometru + material g 73,829 68,576 87,854Masa picnometrului mo g 48,774 46,920 61,637!Masa materiaiului ml g 25,055 21,656 26,217Masapicnometru + lichid m2 g 148,184 146,601 160,943Masapicnometru + Iichid + material m3 g 163,195 159,932 177,339~emperatura grade C 23,50C 23,500 23500Ioensitate lichid g1cmc 0,9973C 0,99730 0,99730lFactor de corectie 0,9990Ç 0,99909 0,99909Ioensitatea scheletului g1cmc 2,48~ 2,592 2660!Media g1cmc 2,579

!Greutatea volumetrica a scheletului KN/mc 25,79

PROBA3,ADÂNC~EAI00cm

Elemente de calcul Unitate Epruveta

de masura 3'(269) I(N)

lMasapicnometru + material g 72,41S 59,128lMasapicnometrului mo g 46,92C 31,248lMasamaterialului ml g 25,49S 27,880lMasapicnometru + Iichid m2 g 146,372 126,985!Masapicnometru + Iichid + material m3 g 162,47Ç 144,240[Iemperatura grade C 23,50C 23,500lDensitate Iichid glcmc O,9973C 0,99730!Factor de corectie 0,9990Ç 0,99909lDensitatea scheletului glcmc 2,705 2,615!Media glcrnc 2,660

Greutatea volumetrica a scheletului KN/mc 26,60

ANNEXE 3. Catalogue de données

*** CATALOGUE DES AVERSES 97-98 ***Fichlers d'origine pour les données pluie: pjjllaa Fichiers d'origine pour les données crue: njjllaaILes intensités max ci-dessous sont calculées au pas de temps de 5 min Surface du bassin =0,78 haStation :Voinesti P3 Crue

N° av Date Heure Hauteur Durée Int. Max. Heure début débit max lame ec, coef.ruis.

début début (mm) événement (mm/min) (enregist.) (m3/s) (mm) Observations

N° Date debM Hr debM PM DureeM Imax5 Deb_crue Qmax Le Cr

1 07.05.1997 18:20:00 1,2 0:10:00 0,21 PC

2 10.05.1997 03:35:00 0,1 0:10:00 0,00 PC

3 19.05.1997 16:25:00 0,4 1:25:00 0,05 PC

4 22.05.1997 15:45:00 2,8 0:15:00 0,48 PC

5 25.05.1997 10:25:00 8,5 0:55:00 0,76 Il:00 0,48 1,86 0,219

6 26.05.1997 21 :10:00 2,0 6:50:00 0,02 PC

7 28.05.1997 01:20:00 1,1 3:40:00 0,20 PC

8 16:00:00 4,1 0:20:00 0,12 PC

9 22:40:00 35,8 14:05:00 0,13 03:20 0,407 7,05 0,197

10 31.05.1997 06:30:00 8,9 0:10:00 0,16 PC

11 08:15:00 4,0 3:55:00 0,29 PC

12 04.06.1997 11:55:00 27,0 12:05:00 0,47 Il:45 0,003 7,41 0,274

13 05.06.1997 Il:40:00 18,9 6:50:00 0,36 Il:40 3,298 12,19 0,645

14 07.06.1997 21:20:00 1,5 0:15:00 0,1 PC

15 10.06.1997 15:30:00 4,6 2:30:00 0,15 PC

16 11.06.1997 15:20:00 12,2 0:50:00 0,75 17:00 1,346 10,30 0,844

17 15.06.1997 09:10:00 2,3 1:10:00 0,15 PC

18 16:25:00 0,5 0:10:00 0,10 PC

19 18.06.1997 00:35:00 0,8 0:35:00 0,03 PC20 24.06.1997 00:45:00 34,1 10:45:00 1,10 01:00 4,473 19,62 0,575

21 25.06.1997 13:05:00 22,8 12:05:00 0,50 15:10 1,567 16,30 0,715

22 01.07.1997 07:45:00 8,8 2:05:00 0,22 08:30 0,040 0,22 0,025

23 11.07.1997 14:30:00 0,4 0:05:00 0,08 PC24 17:40:00 2,6 0:50:00 0,06 PC25 13.07.1997 14:00:00 10,3 3:50:00 0,66 14:40 0,056 0,65 0,063

26 16.07.1997 Il :05:00 14,9 4:45:00 0,68 PC Crue possible

27 18.07.1997 14:10:00 3,5 6:40:00 0,24 PC28 19.07.1997 15:50:00 6,5 2:40:00 0,45 PC29 22.07.1997 Il :30:00 8,0 2:25:00 0,21 PC30 24.07.1997 14:50:00 7,9 0:55:00 0,56 PC31 25.07.1997 13:35:00 1,2 5:45:00 0,05 PC32 26.07.1997 07:40:00 19,8 9:45:00 0,63 PC Crue possible

33 27.07.1997 19:00:00 0,3 0:20:00 0,02 PC34 28.07.1997 12:50:00 0,5 0:10:00 0,08 PC35 29.07.1997 13:40:00 6,9 1:00:00 0,34 PC36 31.07.1997 15:30:00 12,0 4:40:00 1,20 15:25 1,19 10,18 0,9937 01.08.1997 01:10:00 12,6 3:00:00 0,28 PC Crue possible

38 23:30:00 1,3 0:15:00 0,01 PC39 02.08.1997 05:25:00 106,8 36:50:00 2,0 05:20 16,06 87,20 0,82

40 05.08.1997 Il :40:00 15,6 1:00:00 0,53 12:00 2,90 13,02 0,8341 07.08.1997 09:00:00 8,2 2:00:00 0,14 PC '.42 08.08.1997 14:42:00 40,4 1:38:00 2,00 14:25 9,93 40,00 0,9943 09.08.1997 01:40:00 0,7 1:00:00 0,0 PC44 09:00:00 10,0 6:40:00 0,16 10:50 0,87 3,16 0,3245 13.08.1997 13:55:00 0,2 0:10:00 0,02 PC

46 16.08.1997 15:00:00 1,1 0:20:00 0,06 PC47 17.08.1997 13:30:00 6,7 5:25:00 0,36 PC48 18.08.1997 16:45:00 2,6 2:05:00 0,08 PC49 23.08.1997 10:40:00 12,9 4:25:00 0,83 PC Crue possible

50 25.08.1997 12:50:00 1,8 0:45:00 0,14 PC51 26.08.1997 10:15:00 4,6 7:05:00 0,03 PC52 27.08.1997 01:00:00 0,6 0:50:00 0,01 PC53 29.08.1997 21:30:00 3,4 2:20:00 0,36 PC54 30.08.1997 03:50:00 2,9 1:15:00 0,1 PC55 Il:45:00 21,3 6:05:00 0,64 12:30 2,16 Il,75 0,5556 10.09.1997 05:40:00 1,6 0:30:00 0,02 PC57 15.09.1997 08:40:00 11,3 15:20:00 0,07 PC Crue possible

58 02.10.1997 14:40:00 0,7 0:20:00 0,04 PC59 03.10.1997 00:20:00 1,5 0:40:00 0,03 PC60 11.10.1997 Il :45:00 3,5 2:35:00 0,06 PC61 12.10.1997 18:50:00 16,5 5:00:00 0,26 PC Crue possible

62 13.10.1997 04:30:00 1,7 0:40:00 0,06 PC

63 25.04.1998 15:35:00 2,4 2:40:00 0,18 PC64 27.04.1998 19:25:00 0,4 0:35:00 0,02 PC65 30.04.1998 08:35:00 6,9 7:15:00 0,10 PC66 02.05.1998 05:43:00 3,2 3:17:00 0,06 PC67 21:15:00 0,4 0:35:00 0,03 PC68 03.05.1998 00:40:00 3,3 14:00:00 0,06 PC69 04.05.1998 05:50:00 2,3 1:35:00 0,08 PC70 04.05.1998 13:15:00 16,0 17:25:00 0,56 PC Crue possible

71 14.05.1998 08:45:00 9,0 6:25:00 0,18 PC72 15.05.1998 20:15:00 0,8 2:55:00 0,03 PC

73 16.05.1998 17:00:00 57,7 50:20:00 0,09 14:50 1,18 33,22 0,58

74 20.05.1998 23:05:00 0,9 7:35:00 0,01 PC75 25.05.1998 19:45:00 25,2 17:55:00 0,68 22:40 0,50 2,40 0,10

76 27.05.1998 13:10:00 1,4 2:30:00 0,04 PC77 29.05.1998 16:40:00 0,8 0:30:00 0,05 PC78 30.05.1998 13:30:00 5,8 0:30:00 0,86 14:50 0,45 1,51 0,26

79 31.05.1998 12:35:00 2,7 2:50:00 0,16 14:00 0,26 2,49 0,92

80 01.06.1998 17:05:00 8,0 2:00:00 0,36 18:40 0,92 4,96 0,62

81 05.06.1998 13:20:00 19,8 3:05:00 1,24 16:40 2,68 13,26 0,67

82 06.06.1998 21:50:00 2,0 8:10:00 0,16 PC83 08.06.1998 Il :40:00 31,3 4:35:00 0,81 13:20 7,72 28,24 0,9084 09.06.1998 14:40:00 0,2 0:20:00 0,01 PC85 10.06.1998 13:05:00 Il,4 2:35:00 0,51 14:20 1,41 9,62 0,8486 12.06.1998 18:20:00 5,4 2:20:00 0,27 19:30 0,26 0,68 0,13

87 13.06.1998 03:10:00 7,0 9:15:00 0,50 01:50 1,44 2,51 0,36

88 14.06.1998 00:40:00 3,2 6:30:00 0,06 Il:00 5,43 2,85 0,89

89 10:00:00 22,7 13:50:00 1,16 15:10 4,16 10,83 0,48

90 18.06.1998 04:55:00 2,9 0:35:00 0,08 05:50 0,09 0,81 0,2891 10:20:00 1,5 0:25:00 0,07 0,18 1,37 0,91

92 22.06.1998 19:20:00 2,7 2:40:00 0,05 PC93 28.06.1998 14:10:00 2,9 0:10:00 0,40 PC94 29.06.1998 13:35:00 2,7 0:45:00 0,28 PC95 30.06.1998 20:35:00 1,6 0:25:00 0,10 PC '.96 01.07.1998 06:05:00 12,4 1:45:00 0,74 07:20 1,67 7,28 0,5997 04.07.1998 09:10:00 9,7 3:50:00 0,12 PC98 05.07.1998 12:35:00 0,8 0:10:00 0,14 PC99 17:30:00 0,3 0:20:00 0,30 PC

100 06.07.1998 12:15:00 0,8 0:25:00 0,03 PC101 15.07.1998 23:30:00 14.7 4:30:00 0,68 PC Crue possible

102 16.07.1998 06:00 32,7 9:40:00 0.68 07:50 1,89 6,70 0,20

103 17:00 28,5 4:50:00 0.68 18:30 2,93 20,68 0,73

104 17.07.1998 04:00:00 0,2 2:00:00 0,00 PC105 29.07.1998 01:50:00 1,0 0:45:00 0,04 PC106 19:35:00 0,6 2:35:00 0,02 PC107 23.08.1998 12:25:00 3,4 1:10:00 0,14 PC108 28.08.1998 22:55:00 26,2 8:15:00 0,36 PC Crue possible

109 29.08.1998 08:20:00 17,5 17:30:00 0,12 03:40 0,43 6,50 0,37

110 03.09.1998 17:00:00 1,2 5:35:00 0,01 PC111 04.09.1998 01:30:00 0,6 5:10:00 0,01 PC112 06.09.1998 15:05:00 20,9 08:50:00 0,10 19.20 0,34 1,29 0,06

113 07.09.1998 00:20:00 25,1 19:00:00 0.06 02:10 1,03 21,85 0,87

114 13.09.1998 Il:05:00 13,5 3:50:00 0,30 15:15 0,69 5,29 0,39

115 14.09.1998 10:20:00 6,1 5:20:00 0,11 16:50 0,22 1,51 0,25

116 21:50:00 1,1 8:30:00 0,07 PC117 18.09.1998 Il :25:00 3,7 5:45:00 0,04 PC118 19.09.1998 03:25:00 14,9 20:10:00 0,12 15:20 0,69 8,68 0,58

119 20.09.1998 03:0:00 25,0 22:55:00 0,08 07:10 1,55 10,00 0,40

120 22.09.1998 13:50:00 3,2 17:10:00 0,02 PC121 28.09.1998 Il:40:00 1,6 4:45:00 0,05 PC122 02.10.1998 19:20:00 26,7 Il:20:00 0,30 PC Crue possible

123 04.10.1998 11:20:00 1,1 1:10:00 0,03 PC124 07.10.1998 23:00:00 2,8 12:00:00 0,01 PC125 08.10.1998 17:50:00 0,4 2:50:00 0,02 PC126 13.10.1998 07:40:00 56,4 21:20:00 0,28 PC Crue possible

Pluie journalière - 1997

1997

jours janv fév mars avril mai juin juillet août sept oct nov déc

1 0,2 28,5 8,8 13,9 0,3 7

2 0,4 18,8 55,6 0,7 30

3 1,7 16,3 51,2 1,5 8,4

4 6,5 27 8,5

5 1,9 18,9 15,6 5,3

6 0,5

7 6,2 1,2 1,5 8,28 40,4 1,6

9 0,2 10,7 0,310 0,1 4,6

11 12,2 3 3,512 2,6 16,5

13 0,7 10,3 0,2 1,7 1,114 4,7 3,2 3,815 4 2,8 11,3 9,216 14,9 1,117 5,8 9,5 6,7 7,418 0,2 1,1 0,8 3,5 2,6 1,919 0,4 6,5 12,320 5,521 11,322 2,7 15,8 2,8 8 8,323 0,5 13,4 12,9 5,624 8,7 34,1 7,9 2,125 0,1 8,5 22,8 1,2 1,826 5,3 2 19,8 4,627 1,6 0,3 0,628 0,1 5,2 0,529 1,6 35,8 6,9 3,4 2,2 1230 12,6 24,2 2,631 9,2 12,9 12

Total mensuels 12,3 16,2 51,5 118,2 68,9 124,7 103,6 253,7 13,2 23,9 38,6 92,1Max. mensuels 35,8 34,1 19,8 55,6 11,3 16,5Date 29 24 . 26 2 15 12Min. mensuels 0,1 0,8 0,3 0,2 0,3 0,7

Date 10 18 27 13 10 2

Total annuel 916,9Max. annuels 55,6

Date 02.aug

1998r'Pl . .Ule.lourna lere -

1998jours janv fév mars avril mai juin juillet août sept oct nov déc

1 8 12,4 0,5

2 0,3 3,6 26,7

3 3,4 3,3 1,2

4 18,3 9,7 0,6 1,1

5 19,8 1,1 5,5

6 0,4 2 0,8 20,9 1 6,4

7 0,1 25,1 2,8 4

8 31,3 0,4

9 0,8 1,8 0,2 --

10 11,3 4,2 11,4

11 14,0 4,4 1,212 1,8 0,9 5,4 6

13 3 7 13,5 56,4 814 0,3 9 25,9 7,2 0,815 0,8 14,7 0,216 57,7 61,2 13,717 0,2 1,218 4,4 3,719 6,8 1 14,920 0,4 0,9 2521 47,8 1 5,922 29,9 11,2 2,7 3,2 2,623 25 0,2 1,3 3,4 3,52425 2,4 25,2 7,826 1,2

27 0,4 1,428 2,9 26,2 1,6 0,229 0,8 2,7 1,6 17,5 0,230 1,1 6,9 5,8 1,6

31 2,7

[otal mensuels 111,1 5,3 40,3 26,6 129,5 125,3 101,7 47,1 116,9 87,4 45,0 23,7Max. mensuels 6,9 57,7 31,3 61,2 26,2 25,1 56,4Date 30 16 8 16 28 7 13Min. mensuels 0,3 0,8 0,2 0,2 3,4 0,6 0,4pate 27 29 17 17 23 4 8

Total annuel 859,9Max. annuels 61,2

pate 02.aug

Evapotranspiration journalière - 1997

1997

jours janv fév mars avril mai juin juillet aofit sept oct nov déc1 0,26 0,63 0,88 1,01 2,95 4,1 3,55 2,99 2,22 1,18 0,52 0,34

2 0,17 0,67 0,84 1,16 3,74 2,64 4,97 2,02 1,79 1,01 0,46 0,34

3 0,27 0,71 0,99 1,45 3,04 3,75 5,39 2,24 l,51 1,62 0,67 0,404 0,30 0,32 0,62 1,97 2,65 2,86 5,54 3,99 1,68 1,62 1,07 0,49

5 0,32 0,68 1,00 1,46 4,33 2,6 5,02 3,43 1,67 1,92 0,43 0,05

6 0,28 0,5 0,78 l,II 4,29 3,38 5,47 4,28 1,46 2,25 0,59 0,377 0,24 0,53 0,77 1,52 4,48 3,22 4,84 3,24 1,96 2,16 0,43 0,24

8 0,28 0,84 1,12 1,69 3,89 2,36 3,51 2,87 2,32 1,65 0,65 0,01

9 0,29 0,75 1,04 2,32 4,39 4,23 3,73 2,01 2,17 1,66 0,56 0,0310 0,31 0,54 0,84 1,78 3,95 4,86 4,23 3,28 3,06 1,66 1,22 0,23Il 0,26 1,79 2,05 2,75 4,07 3,3 4,53 2,95 2,47 1,16 1,49 0,1512 0,28 0,96 1,24 3,09 5,05 4,16 2,75 2,21 2,51 1,21 0,41 0,3813 0,27 0,79 1,06 1,15 5,01 5,05 2,90 3,08 2,65 1,33 1,15 0,4514 0,13 0,6 0,73 1,19 4,56 6,91 3,80 4,05 2,78 0,94 0,67 0,34

15 0,05 0,67 0,72 2,36 4,58 3,71 3,45 5,17 1,34 0,96 0,45 0,3416 0,05 0,58 0,63 1,16 5,12 5,57 3,48 3,37 2,34 0,91 0,44 0,2817 0,07 0,55 0,62 1,54 4,88 4,99 3,88 3,29 2,25 1,26 0,40 0,3518 0,09 0,56 0,65 1,74 4,43 4,92 3,19 3,21 2,93 0,87 0,35 0,0919 0,16 0,5 0,66 2,82 3,99 5,38 3,69 3,04 2,32 1,23 0,37 0,0120 0,32 0,79 1,12 2,56 4,68 4,5 4,73 2,99 1,88 0,85 0,18 0,1021 0,39 0,77 1,17 1,75 5,11 6,48 5,04 3,19 1,5 0,88 0,15 0,4922 0,36 1,17 l,53 1,46 3,04 5,3 3,55 2,39 1,85 0,63 0,30 0,3423 0,17 0,87 1,04 1,34 4,22 6,62 4,04 2,36 1,91 0,77 0,47 0,0524 0,67 0,86 1,5~ 1,29 4,40 2,6 3,78 2,75 1,96 1,03 0,41 0,2725 0,38 1,02 1,41 3,14 3,01 2,29 3,62 3,4 2,19 0,75 0,52 0,2026 0,46 0,97 1,43 3,07 2,76 3,57 2,11 1,77 1,45 0,78 0,37 0,3127 1,45 1,04 2,49 1,82 2,42 5,07 2,11 2,47 1,63 0,53 0,14 0,4128 0,65 1,02 1,67 3,43 2,44 5,4 2,92 3,48 1,55 0,47 0,34 0,3129 1,02 1,02 1,68 1,74 5,08 3,39 3,66 1,6 0,50 0,34 0,4530 1,03 1,03 1,58 3,44 6,69 4,32 1,97 1,3 0,48 0,38 0,1531 0,29 0,29 2,59 3,97 1,81 0,48 0,05

Total mensuels 8,4 18,0 37,5 50,3 93,7 116,7 112,8 88,4 59,1 36,1 15,9 11,6Max. mensuels 1,45 1,79 2,49 3,43 5,12 6,91 5,54 5,17 3,06 2,25 1,49 0,49Date 27 11 27 28 16 14 4 15 10 6 11 21Min. mensuels 0,05 0,32 0,29 1,01 1,74 2,29 2,11 1,77 1,3 0,47 0,14 0,01

Date 15;16 4 31 1 29 25 26;27 26 30 28 27 9

Total annuel 648,6lMax. annuels 6,9pate 14.iun

19981". ftEvapo ransprra Ion journa lere-

1998

jours janv fév mars avril mai juin juillet août sept oct nov déc1 0,55 0,47 1,30 3,82 2,20 4,64 3,80 5,74 3,15 2,29 0,87 0,262 0,97 0,37 2,43 3,36 2,47 4,69 5,47 7,08 2,82 1,76 0,83 0,263 0,00 0,57 1,20 2,46 1,84 4,25 6,05 6,13 1,52 1,04 0,56 0,214 0,33 0,43 2,90 3,53 3,12 4,04 4,85 5,46 1,44 0,94 0,82 0,285 0,32 0,47 1,45 3,01 3,87 4,7 4,71 5,32 1,58 1,53 0,96 0,356 0,75 0,43 1,82 2,97 2,21 5,59 5,23 3,07 1,49 1,58 0,50 0,347 0,77 0,85 1,59 3,81 1,91 5,03 4,63 4,11 1,39 0,95 0,76 0,238 0,11 0,46 1,06 3,9 3,20 3,63 4,88 4,48 1,56 1,00 0,44 0,129 0,59 0,52 0,89 2,99 4,57 3,95 3,88 4,37 1,74 1,32 0,37 0,0410 0,57 0,84 0,79 2,14 3,66 3,41 3,99 3,95 1,98 1,36 0,38 0,2011 0,68 0,6 1,25 1,55 3,55 4,7 4,49 4,48 3,42 1,68 0,41 0,0912 0,94 0,62 0,70 2,84 3,47 4,36 3,19 4,21 2,91 1,38 0,42 0,3713 1,02 0,9 2,03 2,77 4,59 3,1 3,44 4,55 1,48 0,91 0,42 0,0114 0,52 0,7 1,78 2,79 1,88 2,48 4,64 4,48 1,50 0,81 0,46 0,3515 0,19 0,87 2,11 3,01 1,93 5,24 4,34 4,68 1,48 1,07 0,37 0,1016 0,67 0,81 1,62 2,68 2,91 5,85 3,94 4,04 2,88 1,08 0,23 0,2517 0,37 1,04 1,32 2,7 1,68 5,26 4,10 3,24 2,12 1,46 0,80 0,3318 0,34 0,7 1,88 2,41 1,77 3,09 3,63 3,93 1,32 1,52 0,41 0,3619 0,49 1,35 1,56 3,35 2,82 3,63 3,88 4,07 1,23 1,12 0,49 0,1020 0,56 0,91 1,55 2,52 2,40 4,39 4,98 3,68 1,20 1,10 0,30 0,2621 0,61 1,95 0,82 1,82 2,45 4,45 5,70 3,00 1,31 0,96 0,35 0,2622 0,56 1,3 0,88 2,29 3,70 4,22 4,41 3,28 1,21 1,07 0,34 0,4123 0,39 1,59 1,79 2,03 4,09 5,6 5,35 2,84 2,59 0,83 0,29 0,2524 0,27 1,13 1,39 1,75 3,81 5,0 4,46 4,23 1,68 0,75 0,37 0,1025 0,18 0,8 1,60 1,59 3,82 3,0 4,15 4,64 1,93 0,65 0,28 0,2126 0,49 0,91 1,50 2,77 2,68 4,29 2,67 3,32 1,89 0,75 0,30 0,0027 0,25 1,10 0,99 2,31 3,10 5,13 2,59 3,98 2,44 0,64 0,32 0,0028 0,23 1,18 1,99 4,08 3,56 5,09 3,51 3,10 1,33 0,64 0,29 0,0029 0,40 1,61 3,32 3,86 4,95 3,87 1,53 1,86 0,73 0,29 0,4730 1,08 1,52 1,6 2,63 3,78 4,50 2,25 2,66 1,36 0,33 0,2731 0,90 2,04 3,31 5,05 2,808 0,56 0,23

Total mensuels 15,8 19,6 44,6 66,0 83,2 113,1 122,3 110,2 61,8 40,2 20,0 7,2Max. mensuels 1,08 1,95 2,90 4,08 4,59 5,85 6,05 7,08 3,42 2,29 0,96 0,47Date 30 21 4 28 13 16 3 2 11 1 5 29Min. mensuels 0,001 0,37 0,70 1,55 1,68 2,48 2,59 1,53 1,20 0,56 0,23 0,01

Date 3 2 12 11 17 14 27 29 22 31 16 27

Total annuel 704,1Max. annuels 7,08Date 02.aug

Lame écoulée 1997

1997

jours lianv fév mars avril mai iuin iuillet août sept oct nov déc

1 0,22

2 39,10

3 48,17

4 0,02

5 12,2 13

6

7

8 40

9 3,16

10

Il 10,3

12

13 0,052

14

15

16

17

18

19

20

21

22

23

24 19,62

25 1,87 16,30

26

27

28

29 7,05

30 11,8

31 10,18

Total mensuels 8,9 58,4 10,5 155,2

Max. mensuels 7,05 19,62 10,18 48,17

Date 29 24 31 3

Min. mensuels 1,87 0,02 0,052 3,16

Date 25 4 13 9

Total annuel 233,0

Max, annuels 48,17

pate 02.aug

Lame écoulée 1998

1998

jours [janv fév mars avril mai iuin juillet août sept oct nov déc1 4,96 Il,192

345 1,76 1,297 21,98 28,2 ~.

910 9,62Il12 0,6813 2,51 5,2914 13,7 1,511516 33,2 15,971718 2,1819 8,6820 102122232425 2,426

272829 6,530 2,1331 2,49

Total mensuels 40,2 63,5 27,2 6,5 48,6Max. mensuels 33,2 28,2 15,97 6,5 21,9Date 16 8 16 29 7Min. mensuels 2,13 0,68 11,19 6,5 1,29

Date 30 12 1 29 6

Total annuel 186,1Max. annuels 33,22

Date 16.mai