Cours Hydrologie IGS4

7/25/2019 Cours Hydrologie IGS4

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IGS 4

MODULE : GS 422


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LE CYCLE HYDROLOGIQUEET LE BILAN

HYDROLOGIQUE

Chapitre premier


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3

L'ensemble des processus de transformation et de transfertde l'eau forme le !le h!"r#l#$i%&e '

Leau se prsente dans la plante sous trois formes:S#li"e( Li%&i"e( Ga)e&*

Les eaux sont en constante circulation sur la terre et

subissent des changements d'tat.

L'importance de ces modifications fait de l'eau le principal

agent de transport d'lments ph!+i%&e+, himi%&e+et,i#l#$i%&e+.

Le changement de phase de l'eau dpend de la

temp-rat&reet de la pre++i#..

I / Le !le "e l0ea&


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1/ D-i.iti#. et #mp#+a.te+ "& !le h!"r#l#$i%&e

Le c!cle h!drologi"ue est un concept "ui englobe les phnomnes du

m#&3eme.t et dure.#&3elleme.tdes ea&*sur la terre.

#ous l'effet du

ra!#..eme.t +#lairel'eau $apore % partir du

sol , des ocans et desautres surfaces d'eau,

e.tre "a.+

latm#+ph5re.

&ette dfinition impli"ue "ue les mcanismes rgissant le c!cle

h!drologi"ue +&r3ie..e.t #.6#i.teme.t. Le c!cle h!drologi"ue n'a donc

ni commencement, ni fin.


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L-l-3ati#. "&.e ma++e "air h&mi"epermet le refroidissement

ncessaire pour l'amener % saturation et pro$o"uer la #."e.+ati#. "e la

3ape&r "ea&sous forme de $#&ttelette+constituant les .&a$e+, en

prsence de .#!a&* "e #."e.+ati#..

(uis la 3ape&r "ea&, transporte et temporairement emmagasine dans

les .&a$e+, est restituepar le biais des pr-ipitati#.+aux ocans et

aux continents.


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)

*ne partie de la pluie "ui tombe peut +tre intercepte par les $gtaux

puis +tre partiellement restitue sous forme de $apeur % l'atmosphre.

La pluie non intercepte atteint le sol. #ui$ant les conditions donnes, elle

peut alors :

s'$aporer directement du sol,

s'couler en surface us"u'aux cours d'eau -ruissellement de surface

ou encore s'infiltrer dans le sol.


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/

0l peut aussi ! a$oir emmagasinement temporaire de l'eau infiltresous forme d'humidit dans le +#l, "ue peu$ent utiliser les plantes.

0l peut ! a$oir percolation $ers les ones plus profondes pour contribuer au

renou$ellement des rser$es de la .appe +#&terrai.e.


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les pr-ipitati#.+, l'-3ap#rati#., la tra.+pirati#.-des $gtaux,

l'i.terepti#., le r&i++elleme.t, l'i.iltrati#.et la per#lati#..

L'emma$a+i.eme.tet les -#&leme.t+ +#&terrai.+constituent les

principaux chapitres de l'h!drologie.

&es di$ers mcanismes sont rendus possibles par un lment moteur,

le +#leil, organe $ital du !le h!"r#l#$i%&e.

Le !le "e lea&est donc suet % des processus complexes et

$aris parmi les"uels nous citerons:


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0l est admis "ue ses limites se superposent, au mieux, % celles du bassin

h!drogologi"ue. &es conditions sont en gnral ralises pour les grandes

units, de l'ordre de "uel"ues centaines de millier de 4m5.

Le ,a++i. h!"r#l#$i%&eest circonscrit par les lignes de cr+tes

topographi"ues, dlimitant le bassin $ersant d'un cours d'eau et de sesaffluents. 0l correspond donc, en surface au ,a++i. h!"r#$-#$raphi%&e.


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16

Le ,a++i. h!"r#$-#l#$i%&eest la fraction de l'espace du bassinh!drologi"ue situe sous la surface du sol. &'est le domaine des eaux

souterraines.

7n gnral, il correspond % un bassin sdimentaire. #es limites sont

imposes par la structure h!drogologi"ue.


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11

La%&i5re, est l'unit de domained'tude des eaux souterraines. Le

bassin h!drogologi"ue est constitu

d'un ou de plusieurs a"uifres.


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12

*ne rpartition+patialedu bilan de l'eau sur les continents et % l'chelled'une one gographi"ue'

2' La r-partiti#. "e+ ea&*

8ous pou$ons conce$oir la rpartition des eaux sur la terre selon diffrents

points de $ue :

*ne rpartition %&a.titati3eet %&alitati3edes eaux % l'chelle du globe, et

par rapport aux diffrentes composantes du c!cle h!drologi"ue.


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2'1 Etat et +it&ati#. "e l0ea& 7 l-helle "& $l#,e

Les ocans

occupent en effet

une superficie % peuprs gale % /69 de

la surface du globe

et reprsentent /9

de la masse totale

d'eau dans labiosphre.

&ette rser$e d'eau

douce est loin d'+treentirement

exploitable.

les de l'eau douce -29

sont mobiliss par les

glaciers et les ban"uises

des p;les. soit un $olume

d'en$iron 3)


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1

=ans chacune des phases on retrou$e respecti$ement untra.+p#rt "ea&,

un emma$a+i.eme.t temp#raireet parfois un ha.$eme.t "-tat'

8' Le ,ila. h!"ri%&e

Le !le "e lea&peut>+tre anal!s schmati"uement selon les trois

lments sui$ants :

?Les pr-ipitati#.+,

?le r&i++elleme.tou -#&leme.t "e +&raeet l-#&leme.t +#&terrai.,

?l-3ap#rati#..


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,ila. h!"r#l#$i%&e"ui reprsente le bilan des "uantits d'eau e.tra.tet+#rta.td'un s!stme dfini dans l'e+paeet dans le temp+, % sa$oir l@anne

h!drologi"ue -priode d'une anne trs sou$ent diffrente de l'anne ci$ile.

S9/S :ressources accumules % la fin de la priode tudie AmmB.

L'-%&ati#. "& ,ila. h!"ri%&ese fonde sur l'"uation de continuit et peut

s'exprimer comme suit, pour une priode et un espace donns :

A3e :; 9 S < R 9 E 9 =S > S?

;: prcipitations -li"uide et solide AmmB ou Am8B C

S :ressources disponible % la fin de la priode prcdente -eaux

souterraines, humidit du sol, neige, glace AmmB C

R :ruissellement de surface et coulements souterrains AmmB CE :$aporation -! compris $apotranspiration C


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1)

#ous sa forme la plus gnrale et pour une priode dtermine -mois,

anne, e ,ila.peut s'crire encore sous la forme simplifiesui$ante :

S :$ariation de stoc4age AmmB ou Am3sB.

E < I @ O > S

a$ec

E :$aporation AmmB ou Am3sB,

I :flux d'eau entrant AmmB ou Am3sB,

O :flux d'eau sortant AmmB ou Am3sB,


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1/

=s lors, on peut introduire le "-iit "-#&leme.t -D?dans l'"uation "ui

s'crit :

D < I / O

I :flux d'eau entrant AmmB ou Am3sB,

O :flux d'eau sortant AmmB ou Am3sB,

D$ec

#i le bassin $ersant naturel est relati$ement imperm-a,le, la variation de

stocksur une priode donne peut +tre considre comme .&lle=S


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0l peut +tre estim % l'aide de mesures ou de mthodes de calcul. (ar, lesformules de T&ret C#&ta$.e :

L


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1

#rm&le "e C#&ta$.e

D :dficit d'coulement AmmB,

D < ; / m ' ;2

m


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=ans la"uifre le dbit des apports est linfiltration efficace, (IE).elle est

reprsente par le dbit de lcoulement souterrain, (QW),aout aux

dbits des prlvements, (QEX).

=ans le cas oH lgalit nest pas respecte, il faut tenir compte des app#rt+

autres "ue le prcipitations efficacessur le domaine, le dbit de

prlvement(QEX)et de la diffrence de rserves positive ou ngative

(W)dans les bassins h!drogologi"ues.

' ;E < QT 9 / QE

=ans le bassin h!drogologi"ue les "-,it+ des apports sont reprsentes par

linfiltration, (I),fraction des prcipitations efficaces et les +#rtie+ par le dbit

de lcoulement souterrain(QW).

I < Q

IE < Q 9 QE

Da.+le ,a++i. h!"r#l#$i%&ede "uel"ues centaines de Fm2, les

app#rt+sont fournis par lesprcipitations efficaces, (!E)et les

+#rtie+par le dbit delcoulement total( =QT?'

;E < QT


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21

&e bilan global annuel des grands domaines correspond, soit au c!cle global

soit % chacun des c!cles de deuxime ordre, #.ti.e.talou #-a.i%&e.

Le bilan global mo!en annuel dune grande rgion ou dun pa!s, dordre de

grandeur de centaines de millier de Im2, est obtenu par la somme des bilansdes bassins h!drologi"ues "ui le constituent.

;E < ; / ETR

;E : pr-ipitati#.+ eiae+

; :pl&ie a..&elle mm(

ETR : -3ap#tra.+pirati#. r-elle


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BILAN DES RESSOURCES EN EAU DE LA TUNISIE

/ ;r-ipitati#.+ :en mo!enne 3).16 m3an

/ E3ap#rati#. et -3ap#tra.+pirati#. :32,.16 m3an -6 9 des prcipitations

/ R&i++elleme.t:-Jessources en eau de surface : 2,/.16 m3an

-/, 9 des prcipitations

/ #ur ce $olume de ruissellement: 6,).16 m

3

an pro$iennent "e+ -#&leme.t+ "e+&rae

/I.iltrati#.-Jessources en eau souterraines renou$elables : 1,.16 m3an

-3, 9 des prcipitations

Nappe+ phr-ati%&e+ -faibles profondeurs : 6K6 m : /3/.16) m3an

Nappe+ pr##."e+ -fortes profondeurs 6 m : )2.16) m3an


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23

Bila. h!"r#l#$i%&e m#!e. a..&el "e la T&.i+ieBila. h!"r#l#$i%&e m#!e. a..&el "e la T&.i+ie


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CHA;ITRE II

LE BASSIN ERSANT ET SONCOM;LEE


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Le ,a++i. 3er+a.test une unit gographi"ue sur la"uelle se base

l'anal!se du c!cle h!drologi"ue.

=onc c est une surface h!drologi"uement close, c'est>%>dire "u'aucun

coulement n'! pntre de l'extrieur et "ue tous les excdents de

prcipitations s'$aporent ou s'coulent par une seule section % l'exutoire


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2)

L'h!drologie du bassin $ersant, et notamment la surface draine, peu$ent+tre aussi modifies par la prsence d'apports latraux artificiels -rseaux

d'eaux, routes, ou des dri$ations artificielles modifiant le bilan

h!drologi"ue.

Lors"uon s'intresse au ruissellement, la dlimitation du bassin $ersant

doit tenir compte des barrires artificielles -routes, chemins de fer, etc..


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2/

La.al!+e "& #mp#rteme.t h!"r#l#$i%&e "&. ,a++i. 3er+a.t

s'effectue le plus sou$ent par le biais de l'tude de la r-ati#.

h!"r#l#$i%&edu bassin face % la pr-ipitati#..

&ette raction h!drologi"ue du bassin $ersant est caractrise par:

M +a 3ite++e=temps de monte tm, dfini comme le temps "ui s'coule

entre l'arri$e de la crue et le maximum de l'h!drogramme? et

M +#. i.te.+it--dbit de pointe Qma*, $olume maximum ma*,


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2

*ne a3er+e, tombant sur un bassin $ersant de caractristi"ues connues,

pro$o"ue % l'exutoire du bassin considr un h!drogramme.

&ette h!drogramme de crue prsente la forme gnrale d'une courbe

diss!mtri"ue "ue l'on di$ise en "uatre parties :tarissement -a$ant la pluie nette, crue, dcrue et tarissement


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2

Temp+ "e r-p#.+e"& ,a++i.tp@cest linter$alle de temps "ui spare le

centre de gra$it de la pluie nette de la pointe de crue ou parfois du centre de

gra$it de l'h!drogramme dN % l'coulement de surface.

Temp+ "e #.e.trati#.t /&est le temps "ue met une particule d'eau

pro$enant de la partie du bassin la plus loigne de l'exutoire pour par$enir %

celui>ci.

On peut estimer ten mesurant la dure comprise entre la fin de la pluie nette et

la fin du ruissellement direct -i.e. fin de l'coulement de surface.


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Temp+ "e m#.t-etm /&est le temps "ui s'coule entre l'arri$e % l'exutoire de

l'coulement rapide et le maximum de l'h!drogramme dN % l'coulement de

surface.

Temp+ "e ,a+e t, /&est la dure du ruissellement direct, c'est>%>dire la

longueur sur l'abscisse des temps de la base de l'h!drogramme dN %

l'coulement de surface.


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Le temp+ "e #.e.trati#.tdes eaux sur un bassin $ersant se dfinit

comme le maximum de dure ncessaire % une goutte d'eau pour parcourir

le chemin h!drologi"ue entre un point du bassin et l'exutoire de ce dernier

0l est compos de trois termes diffrents :

th:Temp+ "h&metati#.'Femps ncessaire % l'imbibition du sol par

l'eau "ui tombe a$ant "u'elle ne ruisselle.

tr: Temp+ "e r&i++elleme.t #& "-#&leme.t. Femps "ui correspond % la dure

d'coulement de l'eau% la surface ou dans les premiers horions de sol us"u'% uns!stme de collecte .

ta: Temp+ "ahemi.eme.t'Femps mis par l'eau pour se dplacer

dans le s!stme de collecte us"u'% l'exutoireFhori"uement on estime "uet

est la dure comprise entre la fin de la

pluie nette et la fin du ruissellement .

T < ma* ==th9tr9ta??


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32

Le+ #&r,e+ i+#hr#.e+reprsentent les courbes d'gal temps de

concentration des eaux sur le bassin $ersant.


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33

li+#hr#.ela pl&+ -l#i$.-ede l'exutoire reprsente le temps mis pour

"ue toute la surface du bassin $ersant contribue % l'coulement %

l'exutoire aprs une a$erse uniforme.

Le trac du rseau des isochrones permet de comprendre lecomportement h!drologi"ue d'un bassin $ersant et l'importance relati$e de

chacun de ses sous>bassins.

=onc, ces courbes permettent de dterminer, l'h!drogramme de crue

rsultant d'une pluie tombe sur le bassin.


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3

Le ,a++i. 3er+a.t fonctionne,donc comme un collecteur charg de recueillir les

prcipitations et de les transformer en coulement % lexutoire.

&ette transformation ne $a pas sans pertes en eaux et ces pertes dpendent des

conditions climatologi"ues rgnant sur le bassin $ersant, et des caractristi"ues

ph!si"ues de ce dernier.

=eux bassins soumis aux m+mes conditions climati"ues peu$ent a$oir un rgime

dcoulement totalement diffrent.

&ette diffrence est principalement cause par les di$erses caractristi"ues

ph!si"ues des deux bassins.

+a m#rph#l#$ie =#rme( relie( "e.+it- "e "rai.a$e?

la .at&re "& +#l

la #&3ert&re 3-$-tale

Le bassin $ersant peut +tre caractris par :


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3

Le ,a++i. 3er+a.t -ta.t lairede rception des prcipitations et

d'alimentation des cours d'eau, les dbits $ont +tre en partie relis % sa

surface.

La +&rae "& ,a++i.$ersant peut +tre mesure par :

M superposition d'une grille dessine sur papier transparent,

M par l'utilisation d'un planimtre ou, mieux

M par des techni"ues de digitalisation.

La #rme "&. ,a++i. 3er+a.tinfluence l'allure de l'h!drogramme %

l'exutoire du bassin $ersant.

ceci en raison des temps d'acheminement de l'eau % l'exutoire. &e

phnomne est li % la notion de temp+ "e #.e.trati#..


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3/

0l existe diffrents indices morphologi"ues permettant de caractriser le

milieu, mais aussi de comparer les bassins $ersants entre eux.

L0i."ie "e #mpait-deGra3eli&+ : FG

D$ec :

FG:est l'indice de compacit de Pra$lius,

A :surface du bassin $ersant A4m2B,

; :primtre du bassin A4mB.


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3

&et indice se dtermine % partir d'une carte topographi"ue en mesurant

le primtre du bassin $ersant et sa surface.

0l est pr#he "e 1pour un bassin

$ersant de forme "uasiment circulaire

et +&p-rie&r 7 1lors"ue le

bassin est de forme allonge.


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3

Li.l&e.e "& reliesur l'coulement se conQoit aisment, car de nombreux

paramtres h!dromtorologi"ues $arient a$ec l'altitude et la morphologie du bassin.

7n outre, la pente influe sur la $itesse d'coulement. Le relief se dtermine lui aussi

au mo!en d'indices ou de caractristi"ues sui$ants :

&ette courbe h!psomtri"ue reprsente la rpartition de la surface du bassin

$ersant en fonction de son altitude.

7lle exprime la superficie du bassin ou le pourcentage de superficie, au>del% d'une

certaine altitude.


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6

Laltit&"e m-"ia.ecorrespond % l'altitude lue au point d'abscisse 69 de la surface

totale du bassin, sur la courbe h!psomtri"ue.

&ette grandeur se rapproche de l'altitude mo!enne dans le cas oH la courbe

h!psomtri"ue du bassin concern prsente une pente rgulire.


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1

Laltit&"e ma*imalereprsente le point le plus le$ du bassin.

Laltit&"e mi.imaleconsidre le point le plus bas, gnralement % l'exutoire.

&es deux donnes de$iennent importantes lors du d$eloppement de certaines

relations faisant inter$enir des $ariables climatologi"ues telles "ue:

M la temprature,

M la prcipitation et

M le cou$ert neigeux.

7lles dterminent l'amplitude altimtri"ue du bassin $ersant et inter$iennent aussi

dans le calcul de la pente.

Le+ altit&"e+ ma*imale+et mi.imale+sont obtenues directement % partir de cartes

topographi"ues


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2

Laltit&"e m#!e..ese dduit directement de la courbe h!psomtri"ue ou de la

lecture d'une carte topographi"ue. On peut la dfinir comme suit :

D$ec :Hm#!: altitude mo!enne du bassin AmB C

Ai: aire comprise entre deux courbes de ni$eau A4m2B C

hi: altitude mo!enne entre deux courbes de ni$eau AmB C

A: superficie totale du bassin $ersant A4m2B.


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3

La pe.te m#!e..eest une caractristi"ue importante "ui renseigne sur la

topographie du bassin.

7lle donne une bonne indication sur le temps de parcours du ruissellement direct >donc sur le temps de concentration t> et influence directement le dbit de pointe lors

d'une a$erse.

La mthode propose par Carlieret Leler consiste % calculer la mo!enne

pondre des pentes de toutes les surfaces lmentaires comprises entre deux

altitudes donnes.*ne $aleur approche de la pente mo!enne est alors donne par la relation sui$ante :

D: "uidistance entre deux courbes de ni$eau AmB,

D$ec

im: pente mo!enneAm4m ou 666B,

L : longueur totale de courbes de ni$eau A4mB,

A: surface du bassin $ersant A4m2B.


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L0 i."ie "e pe.te ipse calcule % partir du rectangle "ui$alent. 0l est gal %

la somme des racines carres des pentes mo!ennes de chacun des lments

pondrs par la surface intresse, soit :

? ip:indice de pente A9B,

? L:longueur du rectangle AmB,

? *i:distance "ui spare deux courbes sur la rectangle AmB -la largeur durectangle tant constante, cette distance est gale au facteur de

pondration,

? ":distance entre 2 courbes de ni$eau successi$es -peut +tre $ariable AmB,

? "*i:pente mo!enne d'un lment A9B.

#J


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Le ,a++i. 3er+a.t reta.$&lairersulte d'une transformation gomtri"ue du

bassin rel dans la"uelle on conser$e la m+me superficie, le m+me primtre et

donc la m+me rpartition h!psomtri"ue.

Les courbes de ni$eau de$iennent des droites parallles aux c;ts du rectangle.

La climatologie, la rpartition des sols, la cou$erture $gtale et la densit de

drainage restent inchanges entre les courbes de ni$eau.

#i Let lreprsentent respecti$ement la longueur et la largeur du rectangle

"ui$alent, alors :

Le primtre du rectangle "ui$alent $aut

La surface

Le coefficient de compacit


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)

7n combinant ces trois relations, on obtient cette relation:

Le trac des droites de ni$eau du rectangle "ui$alent dcoule directement de la

rpartition h!psomtri"ue cumule.

La t#p#l#$ietudie les notions de $oisinage et de limite. 7lle est utile dans la

description du rseau h!drographi"ue en proposant une classification

&ette classification permet de dcrire sans ambiguRt le d$eloppement du

rseau de drainage d'un bassin de l'amont $ers l'a$al. 7lle se base sur les

rgles sui$antes :


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/

Fout cours deau dpour$u de tributaires est dordre 1.

Le cours deau form par la rencontre de deux cours deau dordre

diffrent prend lordre du plus le$ des deux.Le cours deau form par la rencontre de deux cours deau du m+me

ordre est augment de un.


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*n bassin $ersant se caractrise principalement par les deux longueurs:

La l#.$&e&r -LCA est une distance cur$iligne mesure le long du cours

d'eau principal depuis l'exutoire us"u'% un point reprsentant la proection

du centre de gra$it du bassin .


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La l#.$&e&r "& #&r+ "ea& pri.ipal-L est la distance cur$iligne depuis

l'exutoire us"u'% la ligne de partage des eaux, en sui$ant touours le segment

d'ordre le plus le$ lors"u'il ! a un embranchement et par extension du dernier

us"u'% la limite topographi"ue du bassin $ersant.

#i les deux segments % l'embranchement sont de m+me ordre, on

suit celui "ui draine la plus grande surface.


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6

La pe.te m#!e..e "& #&r+ "ea&dtermine la $itesse a$ec la"uelle l'eau se

rend % l'exutoire du bassin donc le temps de concentration.

Le calcul des pentes mo!ennes et partielles de cours d'eau s'effectue % partir du

profil longitudinal du cours d'eau principal et de ses affluents.

La mthode la plus fr"uemment utilise pour calculer la pente longitudinale du cours

d'eau consiste % di$iser la diffrence d'altitude entre les points extr+mes du profil par

la longueur totale du cours d'eau.

;m#!: pente mo!enne du cours d'eau Am4mB C

Hma*: dni$ellation maximale de la ri$ire AmB -diffrence d'altitude entre le

point le plus loign et l'missaire C

L : longueur du cours d'eau principal A4m B.

D$ec


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1

La "e.+it- "e "rai.a$edpend de la gologie , des caractristi"ues

topographi"ues du bassin $ersant et des conditions climatologi"ues et

anthropi"ues.

La "e.+it- "e "rai.a$e, introduite par H#rt#., est la longueur totale du rseau

h!drographi"ue par unit de surface du bassin $ersant :

D":densit de drainage A4m4m2B C

Li: longueur de cours d'eau A4mB C

A :surface du bassin $ersant A4m2B.

D$ec


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2

(our caractriser la capacit d'un bassin $ersant % ruisseler un indice

est trs sou$ent utilis en h!drologie de surface, cest :

le #eiie.t "e r&i++elleme.t-Cr "ui est dfini comme suit :


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3

;RECI;ITATIONS

CHA;ITRE III


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une fois arri$e dans le nuage, elle est entraSne par des courants d'air froid C la

prsence "&. .#!a& "e #."e.+ati#.permet la rotation de la $apeur d'eau

autour de ce no!au de condensation :

le .&a$ese formeC en l'absence de no!aux de condensation, une $#&telette "ea&

peut se former partiellementC +ila temp-rat&reest ngati$e au sommet du nuage,

il ! a alors passage de l'eau % l'tat li"uide % des cristaux de glace '

L i t d l it t d t d diff t t


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)

Les cristaux de glaces situs au sommet du nuage peu$ent donner diffrentes t!pes

de prcipitations :

Le+ pr-ipitati#.+ #.3eti3e+ %&i +#.t "&.e #rte i.te.+it- et pe&3e.tKtre a#mpa$.-e+ "0#ra$e #& "e $rKle mai+ elle+ .e "&re.t pa+

l#.$temp+'

Elle+ +e pr#"&i+e.t par li.+ta,ilit- #.3eti3e "e lair %&i e+t a++#i-e 7

"e+ .&a$e+ "e t!pe+ &m&l&+ =#rme arr#."i+?'


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/

e t!pe "e pr-ipitati#.+rsulte de la rencontre entre une masse dair chaude

et humide et une barrire topographi"ue.

&e t!pe de prcipitations se produit sou$ent au ni$eau des massifs montagneux.

Le+ arat-ri+ti%&e+ "e+ pr-ipitati#.+ #r#$raphi%&e+dpendent:

delaltit&"e, de la pe.te( de +#. #rie.tati#. et de la "i+ta.esparantl'origine de la masse d'air chaud du lieu de soul$ement.

7lles prsentent une i.te.+it-et une r-%&e.easse rgulires.

Le+ pr-ipitati#.+#r#$raphi%&e &omme son nom l'indi"ue -du grec oros,

montagne,


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Le+ pr-ipitati#.+ r#.tale+ ou de t!pe !l#.i%&e.

le+ r#.t+ ha&"+-une masse dair chaude pntre dans une rgion occupe

par une masse dair plus froide gnrent des prcipitations longues, tendues,

mais peu intenses.

7lles sont associes aux surfaces de contact entre deux masses d'air de

temprature, de gradient thermi"ue $ertical , d'humidit et de $itesse de

dplacement diffrents, "ue l'on nomme T r#.t+U.

Le+ r#.t+ r#i"+-une masse dair froide pntre dans une rgion chaudecrent des prcipitations br$es, peu tendues et intenses.


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Les diffrents instruments permettant la mesure des prcipitations sont:

&et appareil comporte, en dessous de son

entonnoir de collecte l'eau de pluie,

Le pl&3i#$raphe


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)1

Le pl&3i#m5tre

0l indi"ue la "uantit d'eau totale prcipite

et recueillie % l'intrieur d'une surface

calibre dans un inter$alle de temps

sparant deux rele$s.

instrument de base de la mesure des li"uides

ou solides.


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La #&r,e "e+ ha&te&r+ "e pl&ie &m&l-e+ reprsente en ordonne pour


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)

La #&r,e "e+ ha&te&r+ "e pl&ie &m&l-e+reprsente en ordonne, pour

cha"ue instantt, l'intgrale de la hauteur de pluie tombe depuis le dbut de

l'a$erse.


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7 l f d h l bl i d l


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))

7n reprsentant les a$erses sous forme de h!togrammes, la problmati"ue de la

sparation des a$erses se rsume comme suit :

1 / #i la prcipitation Htombant durant l'inter$alle de temps t"ui les spareest infrieure % un certain seuil

2 /#i cet inter$alle de temps test lui>m+me suprieur % une certaine $aleur


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)

&es courbes donnant la probabilit de di$erses intensits de pluie de courte dure

pour di$erses dures en un lieu donn

La notion de fr"uence est exprime par la notion

de temps de retour

0l sagit dune famille de courbes,

dont chacune reprsente une

certaine priode de retour

exprime en annes

=onc pour une dure de pluie donne, plus le temps de retour est grand et

plus lintensit mo!enne maximale sera importante.


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/1

Le+ m-th#"e+ "0-3al&ati#. r-$i#.ale "e+ pr-ipitati#.+, les plus couramment

utilises sont:

les mthodes de calcul de mo!ennesles mthodes d'interpolation des donnes plu$iomtri"ues collectes localement.

=onc ces mthodes permettent

le calcul des lames d'eau mo!ennes % l'chelle du bassin,lacartographie des prcipitations, etle calcul de h!togrammes mo!ens.

(armi e+ m-th#"e+pour calculer la m#!e..e "e+ pl&ie+% partir de

l'ensemble des mesures ponctuelles obtenues % plusieurs stations

plu$iomtri"ues sur le bassin ou % proximit, on distingue:


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La 8-me mthode : "e+ i+#h!5te+ est la plus rigoureuse elle est fonde sur


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/

La 8-memthode : "e+ i+#h!5te+ est la plus rigoureuse , elle est fonde sur

l'utilisation des isoh!tes.

Les isoh!tes sont des lignes de m+me plu$iosit . PrXce aux $aleurs plu$iomtri"ues

ac"uises aux stations du bassin et aux stations a$oisinantes, on peut tracer le rseau

d'isoh!tes.

0l existe auourd'hui des mthodes automati"ues "ui effectuent le trac d'iso$aleurs

par des mo!ens statisti"ues .


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/)

Lun des mo!ens permettant l'estimation d'une lame "ea& pr-ipit-esur le bassin

$ersant: cest % partir d'une hauteur de pluie ponctuelle tout en tenant compte de

l'htrognit des prcipitations est l'utilisation d'un #eiie.t "0a,atteme.tou

de r-"&ti#..

(our certains $nement plu$ieux, la hauteur des prcipitations tombant sur une

surface diminue lors"u'on s'loigne de l'picentre de l'a$erse.

=iffrentes dfinitions de coefficients d'abattement existent:

On peut dfinir le coefficient d'abattement comme le rapport de la pluie mo!enne

de fr"uence donne % la pluie ponctuelle de m+me fr"uence.


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1

d'une part, selon les conditions gographi"ues -gradient de latitude,et

M d'autre part, selon l'l$ation de la surface li"uide par rapport au ni$eau de la

mer -gradient altimtri"ue.

Les changes de chaleur entre l'atmosphre la surface du sol et la surface


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2

Les changes de chaleur entre l atmosphre, la surface du sol et la surface

des lacs et des ocans "ui sont les agents de l'$aporation, s'effectuent par

#.3eti#.-mou$ement dun fluide, a$ec transport de chaleur, sous influence

de diffrences de temprature et #."&ti#.-action de transmettre de

proche en proche la chaleur.


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2-me ate&r :Femprature de l'air et de l'eau


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A3e :

ea:pression de $apeur d'eau effecti$e ou

actuelle,

es:pression de $apeur d'eau % saturation.

8-meate&r :Yumidit relati$e et spcifi"ue de l'air

Le dficit de saturation -diffrence entre la pression de $apeur saturante et la

pression de $apeur actuelle peut aussi +tre exprim d'une autre manire recourant

% la notion d@humidit relati$e Hr.&ette dernire s'exprime par la relation sui$ante :

Le taux d'$aporation est une fonction croissante de la temprature de l'eau.

&omme la temprature de l'eau $arie dans le m+me sens "ue la temprature de

l'air, il est plus facile de mesurer cette dernire.

L'h idit l ti t d l t t l tit d' t d


95/206

Dinsi, lors"u'une masse d'air se refroidit, elle garde la m+me "uantit d'eau.

(ar contre, la $aleur de sa "uantit maximale diminue a$ec la temprature.

&ette diminution impli"ue "u'% un certain moment, l'air de$ient satur car lhumidit

relati$e Hr< 1'

L'humidit relati$e est donc le rapport entre la "uantit d'eau contenue dans une

masse d'air et la "uantit maximale d'eau "ue peut contenir cette masse d'air.

L-3ap#rati#. "&. +#l .&est conditionne par les m+mes facteurs

mtorologi"ues "ue ceux inter$enant dans l'$aporation "&.e +&rae "ea& li,re.

Foutefois, si la "uantit d'eau % disposition n'tait pas un facteur limitant dans le cas

de l'$aporation % partir "&.e +&rae "ea& li,re, elle le de$ient dans la situation

"&. +#l .&.

Le+ ate&r+ ph!+i%&e+ %&i aete.t l-3ap#rati#. "&.e +&rae dpendent:

troitement des proprits de cette surface et sont donc $ariables selon "u'il s'agit de

l'$aporation % partir:


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L-3ap#tra.+pirati#. "&. +#l #&3ert par "e la 3-$-tati#. est difficile % estimer.


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/

ETM=&lt&re? < P ET

Les chercheurs sont arri$s % dterminer les besoins en ea& "e+ &lt&re+,

"ui$alent % lETM#par la correction de l-3ap#tra.+pirati#. p#te.tielle =ET?

d'une &lt&re "e r--re.e, "ui est normalement le gaon, par un coefficientappel Z#eiie.t &lt&ral =P?en utilisant la formule sui$ante :

L -3ap#tra.+pirati#. " &. +#l#&3ert par "e la 3-$-tati#.est difficile % estimer.


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L0-3ap#tra.+pirati#. peut +tre estimer aussi indirectement % l'aide des formules


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166

p p p

empiri"ues et thori"ues "ui combinent des $ariables climati"ues:

Th#r.thaite : formule "ui est $alable dans les r-$i#.+ +emi ari"e+et +emi

pl&3ie&+e+,


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16

Le+ -#&leme.t+reprsentent une partie essentielle du c!cle h!drologi"ue.

On a d% $u "ue l'eau prcipite sur un bassin $ersant $a se rpartir en eau

intercepte, $apore, infiltre et coule.

La "uantit d'eau collecte dans ce bassin $ersant puis transporte par la ri$ireC

rsultera:


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16)

rsultera:

=es prcipitations directes % la surface du cours d'eau et des coulements de surface

et souterrain par$enant % son exutoire.

La proportion entre ces deux t!pes d'coulements est dfinie par la "uantit d'eau

infiltre dans le sol.

L'estimation de li.iltrati#.permet de dterminer:


107/206

16/

"uelle fraction de la pluie $a participer % l'coulement de surface,

et "uelle fraction $a alimenter les coulements souterrains et participer % la

recharge des nappes souterraines

Li.iltrati#. "ualifie le transfert de l'eau % tra$ers les couches superficielles du sol,


108/206

16

lors"ue celui>ci est expos % une submersion -inonder.

Lea& "i.iltrati#.remplit en premier lieu les interstices du sol en surface et

pntre par la suite dans le sol sous l'action de la gra$it et des forces de

succion -aspirer.


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111

La apait- "0i.iltrati#. :reprsente leflux d'eau maximal "ue le sol est

capable d'absorber % tra$ers sa surface, lors"u'il reQoit une pluie efficace ou s'il

est recou$ert d'eau.

7lle dpend, par le biais de la conducti$it h!drauli"ue F+de :

?la texture et de la structure du sol, de

?la teneur en eau initiale du profil et de

?la teneur en eau impose en surface.

La per#lati#. -pntration, dsigne l'coulement $ertical de l'eau dans le

sol en direction de la nappe phrati"ue, sous la seule influence de la gra$it.

&e processus suit l'infiltration et conditionne directement l'alimentation en eau des

nappes souterraines.


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112

Lapl&ie .ettereprsente la "uantit de pluie "ui ruisselle sur la surface du

terrain lors d'une a$erse.

La pluie nette est dduite de la pluie totale, diminue des fractions interceptes

par la $gtation et stoc4e dans les dpressions du terrain.

Li.iltrati#.est conditionne par les principaux facteurs :

La #mpati#. "e la +&rae "& +#ldue % l'impact des gouttes de pluie

-battance ou % d'autres effets -thermi"ues et anthropi"ues

Le t!pe "e +#l-structure, texture, porosit > Les caractristi"ues de la matrice

du sol influencent les forces de capillarit et d'adsorption dont rsultent les forces

de succion -aspirer, "ui elles>m+mes, rgissent en partie l'infiltration.

L'utilisation de lourdes machines agricoles dans les champs peut a$oir pour

l d d ti d l t t d l h d f d l t l


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113

&ette figure montre les diffrentes $olutions du rgime d'infiltration au cours du

temps selon le t!pe de sol.

cons"uence la dgradation de la structure de la couche de surface du sol et la

formation d'une croNte dense et impermable % une certaine profondeur

La#&3ert&re "& +#l :


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11

/ La $gtation influence positi$ement l'infiltration en ralentissant l'coulement de

l'eau % la surface, lui donnant plus de temps pour pntrer dans le sol.

/Le feuillage protge le sol de l'impact de la pluie et diminue par $oie decons"uence le phnomne de battance.

La t#p#$raphie et la m#rph#l#$ie/ *ne forte pente fa$orise les

coulements au dpend de l'infiltration.

Le "-,it "alime.tati#.-intensit de la prcipitation, dbit d'irrigation.

La te.e&r e. ea& i.itiale "& +#l:

/L'humidit du sol est un facteur essentiel du rgime d'infiltration, car les forcesde succion sont aussi fonction du taux d'humidit du sol.

Le rgime d'infiltration au cours du temps $olue diffremment selon "ue le sol

est initialement sec ou humide.


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11

La $ariabilit spatiale et temporelle de la teneur en eau dans le sol est dcrite par

des profils d'infiltration ou profils h!dri"ues -courbe de $ariation dhumidit dunsol en fonction de la profondeur, reprsentant la distribution $erticale des teneurs

en eau dans le sol, % diffrents instants donns.

=ans un sol homogne et lors"ue la surface du sol est submerge, le profil

h!dri"ue du sol prsente :


116/206

11)

et finalement une )#.e "h&mi"iiati#. "ui se caractrise par une teneur en eau

fortement dcroissante a$ec la profondeur selon un fort gradient d'humidit appel

une )#.e "e +at&rati#., situe immdiatement sous la surface du sol C

une one proche de la saturation appele )#.e "e tra.+mi++i#.("ui prsenteune teneur en eau proche de la saturation et en apparence uniforme C

r#.t "h&mi"iiati#."ui dlimite le sol humide du sol sec sous>acent.


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11

Du cours d'une a$erse, la apait- "i.iltrati#. "& +#l dcroSt d'une $aleur

initiale us"u'% une $aleur limite "ui exprime le potentiel d'infiltration % saturation.

7n fait, la apait- "i.iltrati#. "& +#ldiminue trs rapidement au dbut de

l'infiltration mais par la suite, la dcroissance est plus progressi$e $ers un rgime

constant, proche de la $aleur de la conducti$it h!drauli"ue % saturation.

&ette dcroissance, due essentiellement % la diminution du gradient de pression,

peut +tre renforce par le colmatage partiel des pores et la formation d'une croNte

superficielle suite % la dgradation de la structure du sol pro$o"uant la migration de

particules.

#i l'on compare li.te.+it- "e la pl&ieet la apait- "i.iltrati#. "&. +#l, il

existe deux possibilits :


119/206

11

Fant "ue l'intensit de la pluie est infrieure % la capacit d'infiltration, l'eau

s'infiltre aussi $ite "u'elle est fournie.Le rgime d'infiltration est dans ce cas dtermin par le rgime d'alimentation.

&'est le cas au dbut du processus.

Le temps ncessaire pour galer la capacit d'infiltration est $ariable. 0l dpend

principalement des conditions antcdentes d'humidit du sol et de l'a$erse.

Le temps re"uis est d'autant plus long "ue le sol est sec et "ue le rgime

d'alimentation est $oisin de la conducti$it h!drauli"ue % +at&rati#. F+'

Lors"ue l'intensit des prcipitations est suprieure % la capacit d'infiltration du

sol, l'excdent d'eau s'accumule en surface ou dans les dpressions formant desfla"ues, ou bien encore s'coule en sui$ant les dni$els topographi"ues.

=ans ce cas, on a atteint le temp+ "e +&,mer+i#. -recou$rir et l'on parle

d'infiltration % capacit -le rgime d'infiltration est limit par la capacit

d'infiltration du sol.

p


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126

&omme la dtermination du +e&il "e +&,mer+i#.dfinit le dbut de l'coulement

superficiel , on peut alors dduire la lame ruissele pro$o"ue par une a$erse

-$olume du ruissellement di$is par la surface du bassin $ersant. "ui correspond % la

pl&ie .ette.


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L-#&leme.t "e +&raeou r&i++elleme.test constitu par la frange d'eau

"ui aprs une a$erse s'coule librement % la surface des sols


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122

"ui, aprs une a$erse, s coule librement % la surface des sols.

L'importance de l'coulement superficiel dpend de l'intensit des prcipitations et

de leur capacit % saturer rapidement les premiers centimtres du sol, a$ant "ue

l'infiltration et la percolation, phnomnes plus lents, soient prpondrants. -"ui a

plus dimportance.

L-#&leme.t "e +&rae

Dprs interception par la $gtation, il ! a partage de la pluie disponible au ni$eau


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123

p p p g ! p g p p

de la surface du sol :

?en eau "ui s'infiltre et "ui contribue, par un coulement plus lent % tra$ers les

couches de sol, % la recharge de la nappe et au dbit de base,

?et en ruissellement de surface ds "ue l'intensit des pluies dpasse la capacit

d'infiltration du sol -elle>m+me $ariable, entre autre selon l'humidit du sol. &et

coulement de surface, oH l'excs d'eau s'coule par gra$it le long des pentes,

forme l'essentiel de l'coulement rapide de crue.

L'-#&leme.t par "-pa++eme.t "e la apait- "i.iltrati#. "& +#lest

considr comme pertinent pour expli"uer la rponse h!drologi"ue des bassins


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12

considr comme pertinent pour expli"uer la rponse h!drologi"ue des bassins

en climats semi>arides ainsi "ue lors de conditions de fortes intensits

plu$iomtri"ues.

0l est gnralement admis "ue m+me des sols naturels prsentant une

conducti$it h!drauli"ue le$e en climats temprs et humides peu$ent a$oir

une capacit d'infiltration infrieure aux intensits maximales des prcipitations

enregistres.

&ependant des crues sont fr"uemment obser$es pour des pluies d'intensitinfrieure % la capacit d'infiltration des sols.

=ans ce cas, d'autres processus tel "ue l-#&leme.t +&r "e+ +&rae+ +at&r-e+

en eau, permettent d'expli"uer la formation des coulements.

=es ones de sol peu$ent +tre satures soit par contribution de l'eau de subsurface

restitue par contribution directe des prcipitations tombant sur ces surfaces

satures.

L-#&leme.t "e +&,+&raeou -#&leme.t h!p#"ermi%&ecomprend la

t ib ti d h i d f ti ll t t t l t t


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12

contribution des horions de surface partiellement ou totalement saturs en eau.

&es lments de subsurface ont une capacit de $idange plus lente "ue

l'coulement superficiel, mais plus rapide "ue l'coulement diffr des nappes

profondes.


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L-#&leme.t +#&terrai. #& -#&leme.t "e la .appe

Lors"ue la one d'aration du sol contient une humidit suffisante pour permettre la

percolation profonde de l'eau une fraction des prcipitations atteint la nappe


127/206

12/

L'eau $a transiter % tra$ers l' a%&i-re% une $itesse de "uel"ues mtres par our %

"uel"ues millimtres par an a$ant de reoindre le cours d'eau.

D cause des faibles $itesses de l'eau dans le sous>sol, l'coulement de base ou

coulement souterrain n'inter$ient "ue pour une faible part dans l'coulement de

crue.=e plus, il ne peut pas +tre touours reli au m+me $nement plu$ieux "ue

l'coulement de surface et pro$ient gnralement des pluies antcdentes.

L'coulement de base assure en gnrale le dbit des ri$ires en l'absence de

prcipitations et soutient les dbits d'tiage .

percolation profonde de l eau, une fraction des prcipitations atteint la nappe

phratique.

Bila. a..&el "e+ -#&leme.t+

L-#&leme.t t#tal E reprsente la "uantit d'eau "ui s'coule cha"ue anne


128/206

12

le #eiie.t "0-#&leme.t t#tal Cet, dfini par le rapport entre les

"uantits d'eau coules et les "uantits d'eau prcipites ;:

Cet


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12

Tra.+p#rt +#li"e+ "a.+ le+ #&r+ "ea&

Le transport solide est par dfinition la "uantit de sdiment -ou dbit solide

transporte par un cours d'eau.

&e phnomne est limit par la "uantit de matriaux susceptible d'+tre

transporte -c'est % dire la fourniture sdimentaire.

0l est principalement rgl par deux proprits du cours d'eau :


130/206


131/206

Le transport des sdiments par les cours d'eau est donc dtermin par les


132/206

132

caractristi"ues des particules -taille, forme, concentration, $itesse de chutes

et densit des particules. &e "ui permet de distinguer :

?la har$e e. +&+pe.+i#., constitue de matriaux dont la taille et la densit

leur permettent, dans des conditions d'coulement dtermines, de se dplacer

sans toucher le fond du lit.


133/206


134/206


135/206

(our complter l'tude des composantes du c!cle de l'eau, il est indispensable de

dterminer le +t#Pa$e "0ea& et ses $ariations.


136/206

13)

Jappelons "ue l'"uation du bilan h!drologi"ue peut s'crire pour une priode

donne :E < I 9 O > S

E :$aporation AmmB ou Am3B,

I :$olume entrant AmmB ou Am3B,

O :$olume sortant AmmB ou Am3B,

S:$ariation de stoc4age AmmB.

Le +t#Pa$e "ea&se prsente sous diffrentes formes. On peut distinguer trois

grands t!pes de rser$oirs

?Les dpressions de la surface du sol dans les"uelles l'eau peut s'accumuler. &'est le

stoc4 d'eau de surface.

?Le sol et le sous>sol dans les"uelles l'eau est emmagasine. &'est le stoc4 d'eau

souterraine.

?Les cou$ertures neigeuses et glaciaires "ui constituent le stoc4 d'eau sous forme

solide.


137/206


138/206

?Le $olume total d'eau pou$ant +tre retenu dans ces dpressions de surface est

appel apait- "e r-te.ti#.de surface.


139/206

13

Dprs l'a$erse, l'eau emmagasine dans ces dpressions s'infiltre dans le sol, ou

est utilise par les $gtaux ou encore s'$apore directement.&es dpressions ne sont "ue de petits rser$oirs temporaires, "ui peu$ent agir

comme tampons durant une a$erse sur un bassin $ersant.

?Lesla+, les plai.e+ i.#."-e+ sont des rser$oirs d'eau de surface, naturels ou

artificiels, de $olume et superficie pou$ant +tre trs importants.


140/206

16

0ls inter$iennent directement dans le bilan h!drologi"ue par les changes d'eau

a$ec le sol -relations eau de surface>nappe, en fa$orisant l'$aporation % leursurface ou encore, en retardant l'coulement en ri$ire par laminage.

&ette section s'intresse % l'eau "ui pntre dans le sol et ! sourne, un court

instant ou de longues annes -phase souterraine du c!cle de l'eau.


141/206

11

Les contraintes "ui rgissent la circulation de l'eau dans toute l'paisseur du sol

et du sous>sol amne % distinguer l'eau du sol et l'eau des rser$oirs souterrains.

?La )#.e .#. +at&r-e, s!stme % trois phases-solide, li"uide, ga ou seule une partie des

espaces lacunaires sont remplis d'eau, le reste

tant occup par l'air du sol,

?La )#.e +at&r-e, s!stme % deux phases-solide, li"uide oH tous les pores sont remplis

d'eau.


142/206

(our faciliter l'tude de l'eau souterraine, nous distinguons toutefois :

?Lea& "& +#l, assimile % celle se trou$ant dans la one non sature.


143/206

13

La one de l'eau du sol est le sige des racines des $gtaux et constitue surtout

une limite suprieure importante des nappes -alimentation, $aporation C

elle est galement le lieu de transit de matires et de substances. &es processus

font partie du continuum sol>plante>atmosphre.

?Lea& "& +#&+/+#lcorrespondant % celle de la nappe. L'infiltration renou$elle

l'eau du sous>sol et des rser$oirs souterrains et entretient, par son circuit dans

les a"uifres, le dbit de l'coulement souterrain -dbit de base.


144/206

1

&elui>ci alimente les sources et les cours d'eau. Le ni$eau de l'eau souterraine est

influenc par le rgime de percolation de la pluie ou de l'eau d'irrigation % tra$ers la

one non sature. L'tude des rser$oirs souterrains intresse lh!drogologie.

Le sol dans sa partie non sature apparaSt comme un complexe d!nami"ue %

trois phases : li"uide, solide et gaeuse.


145/206

1

La $ariabilit temporelle et spatiale de la phase li"uide d'un sol se manifeste

aussi bien sur le plan "uantitatif "ue "ualitatif.

L'$olution de la "uantit -$olume et de la "ualit -composition de l'eau

dcoule d'une d!nami"ue de transferts lie aux proprits m+me de l'eau et

aux caractristi"ues du sol.

La description "uantitati$e de la phase li"uide du sol repose sur la notion de

te.e&re. ea&ou h&mi"it- "& +#l.

&elle>ci $arie principalement en fonction de la structure du sol et de sa porosit.


146/206

1)

p p p

#elon "u'on la rapporte % la masse ou au $olume,

la teneur en eau d'un sol peut s'exprimer par:?La te.e&r e. ea& 3#l&mi%&eou h&mi"it- 3#l&mi%&e:

&est le rapport du $olume d'eau prsent dans le sol au $olume apparent de ce

sol -$olume de sol en place.

La teneur en eau $olumi"ue $arie entre une 3ale&r mi.imale, la teneur en eau

rsidueller(et une 3ale&r ma*imale, la teneur en eau % saturation +'

&elle>ci est en principe gale % la p#r#+it- eiae-dfinie comme le

rapport du $olume des $ides au $olume total du milieu.

?La te.e&r e. ea& p#."-raleouh&mi"it- p#."-rale : "uantit -masse

d'eau contenue dans un chantillon de sol, rapporte % la masse des particules

de sol sec.

La teneur en eau des lments minraux $arie gnralement entre et 69.

La prsence de matire organi"ue augmente cette $aleur "ui peut dpasser 1669

-par exemple les tourbes oH la teneur en eau pondrale peut atteindre 669.


147/206


148/206

La "uantification des flux repose sur l'application de l@-%&ati#. "e #.ti.&it-


149/206

1

La "uantification des flux repose sur l'application de l -%&ati#. "e #.ti.&it-.

La loi de continuit exprime "ue la $ariation de la teneur en eau dans le temps

est gale aux $ariations spatiales du flux :

:$ariation de la teneur en eau Am3m3B [ .166A9B, $aleur positi$e ou ngati$e

sui$ant "ue le sol perd ou stoc4e de l'eau C

% :$ariation du flux transitant AmmhB C

) :$ariation de la profondeur AmmB C t :$ariation du temps AhB.

On a alors les "uations sui$antes :


150/206

16

%)1et%)2: flux d'eau mo!en entre t1et t

2% tra$ers les sections de cote

respecti$es )1et )

2(

t :inter$alle de temps compris entre t1et t2,

S )2/ )1:surface comprise entre les deux profils h!dri"ues et les profondeurs )1

et )2.

% :$ariation du flux transitant AmmhB C

OH :


151/206

11

Etat -.er$-ti%&e "e lea& "a.+ le +#l

CHA;ITRE II


152/206

12

La "!.ami%&e "e lea&rsulte de l'action de diffrents champs de forces

aux"uelles elle est soumise : force de gra$it, de capillarit, d'adsorption, etc.

On parle dea& $ra3itaire lors"ue l'effet de la gra$it est prpondrant,

d@ea& apillairelors"ue l'effet des forces de capillarit prdomine, ou encore

d@ea& h!$r#+#pi%&epour signaler la supriorit des forces d'adsorption.

Le concept de potentiel total de la phase li"uide permet de "uantifier l'tatnergti"ue de l'eau du sol et de dcrire son comportement au sein du

s!stme sol>plante>atmosphre.

0l s'exprime de faQon courante par la notion de la har$e h!"ra&li%&et#taleH(

dfinie comme la somme des nergies potentielles de pression et de gra$it,


153/206

13

rapporte % l'unit de poids de li"uide :

H < h 9

D$ec :

H :charge h!drauli"ue AmB, c'est>%>dire la pression exprime en hauteur d'eau"ui$alente, soit la pression exerce par une colonne d'eau $erticale de m+me

hauteur C

h :charge de pression AmB, c'est>%>dire la pression effecti$e de l'eau du sol, en

hauteur d'eau, par rapport % la pression atmosphri"ue C

) :charge de gra$it AmB, c'est>%>dire la hauteur de l'eau au>dessus du plan de

rfrence.


154/206


155/206


156/206


157/206

L0i.iltrati#.peut +tre mesure exprimentalement % l'aide de cases l!simtri"ues


158/206

1

*ne case l!simtri"ue est un bac expos en plein air "ui contient un sol cou$ertd'un certain t!pe de $gtation, ou laiss % nu,.

dont on $alue la "uantit d'eau infiltre et draine par rapport % celle apporte

par les prcipitations.

/ Alime.tati#. "e+ +!+t5me+ h!"r#l#$i%&e+


159/206

1

;E < ; / ETR

L0-3ap#tra.+pirati#.est considre comme une perte par les h!drogologues.7lle rsulte de deux phnomnes :

/1/Alime.tati#. et perte+ "& ,a++i. h!"r#l#$i%&e/pr-ipitati#. eiae et

E3ap#rati#.

Le+ pr-ipitati#.+ eiae+;Ereprsentent la "uantit deau fournie par les

prcipitations "ui reste disponible % la surface du sol, aprs soustraction des pertes

par $aporation relle.

On calcule l'$apotranspiration % l'aide de formules empiri"ues comme celle de

Th#r.thaite(de ;e.ma.ou de T&r.


160/206

1)6

Th#r.thaite : formule "ui est $alable dans les rgions semi arides et semi

plu$ieuses

ET; < 1(V * =1 t i ?W

ET;: en cm pour un mois thori"ue de 36 ours et une dure thori"ue

dclairement de 12h sur 2h

t : temprature mo!enne mensuelle en G&

i: indice thermi"ue annuel, il est gal % la somme de 12 indices thermi"ues mensuels

i < =t? 1(14

W \ =1(V 1? * i 9 (?

La #rm&le T&r : $alable dans une one oH l0atm#+ph5re .0e+t pa+ tr5+

+5he-humidit relati$e suprieure % 69 :


161/206

1)1

- p

I$: radiation globale du mois considr exprim en calcm2our

ET; < (4 =I$ 9 ? =tt91?

(our le mois de f$rier le coefficient 6,6 est rduit % 6,3/.

Da.+ le+ )#.e+ ari"e+ou en p-ri#"e+ +5he+oH l0h&mi"it- relati3e=hr?est

infrieure % 69 on utilise la formule sui$ante:

ET; < (4 =I$ 9 ? =tt91? =19=/hr?X?

t : temprature mo!enne mensuelle en G&


162/206

V/ Alime.tati#. "& ,a++i. h!"r#l#$i%&e/I.iltrati#.

Leau des prcipitations est rpartie % la surface du sol en deux parties fixes


163/206

1)3

L eau des prcipitations est rpartie % la surface du sol en deux parties fixes

con$entionnelles et ingales :

/le r&i++elleme.t=R?"ui alimente lcoulement de surface -Q+?(directe, rapide %la surface du sol. 0l est collect par le rseau h!drographi"ue.

/ L0i.iltrati#. =I ?est la "uantit deau franchissant la surface du sol, elle renou$elleles stoc4s deau souterraines et entretient le dbit de lcoulement souterrain des sorties

La ha&te&r "0i.iltrati#.ou la lame "0ea& i.iltr-eest la "uantit deau infiltre %

tra$ers la surface du sol pendant une dure dtermine. 7lle est exprime en mman.

Le ta&* "0i.iltrati#.est le rapport entre la hauteur dinfiltration et une hauteur de

prcipitation efficace.

aprs circulation dans les formations h!drogologi"ues permables du sous sol.


164/206

X/ D-,it "e l0-#&leme.t t#tal "& ,a++i. h!"r#l#$i%&e


165/206

1)

La sortie du bassin h!drologi"ue est mesure, % son exutoire principal par le dbit

de lcoulement total naturel mo!en, Qt ou coulement total

Le terme naturel impli"ue le fait "ue le dbit des cours deau du bassin nest pas

modifi par des inter$entions humaines.

7 ilib t l l i d l l t t t l t l


166/206

1))

7n "uilibre naturel, sur une longue priode, lcoulement total est gal aux

prcipitations efficaces.

&est>%>dire son drainage par les cours deau et lalimentation des sources du bassin

h!drologi"ue. 0l assure le dbit des ri$ires en absence de prcipitations.

X/1/ D-,it "e l0-#&leme.t +#&terrai. "& ,a++i. h!"r#l#$i%&e et "e l0a%&i5re

Le dbit de lcoulement souterrain naturel mo!en reprsente les sorties du bassin

h!drogologi"ue ou la"uifre.

&est donc le dbit total des eaux souterraines dans les exutoires compris dans le

bassin h!drologi"ue : source, surface deau libre, dpression ferms et mer.

Les dbits dtiages sont gaux au dbit de lcoulement souterrain des a"uifres.


167/206

Ce ta,lea& "& ,ila. m#!e. a..&el "0&. a%&i5re 7 .appe apti3e "& #.ti.e.tal

i.teralaire "& Sahara +epte.tri#.al a& m8+ : +&periie V Pm2=U.e+# 1X2?


168/206

1)

D-,it "e+ app#rt+ D-,it+ "e+ -#&leme.t+

C#mp#+a.te "&,ila.

1V 1XX C#mp#+a.te "& ,ila. 1V 1X

Atla+ Saharie. 2(8 2(8 E*&t#ire T&.i+ie 8(Z 8(4Z

Ti.rhet (48 (48 #$$ara+ : G#&rara 1(Z 1(Z

L!,ie (4 (4 #$$ara+ Ti"iPelt 1(4 1(

Dahar S&" T&.i+ie 1( 1( ;er#lati#. 3ertiale Ch#tt+ (8 (2

Gra." Er$#i"e.tal

8( 8( ;er#lati#. 3ertiale ElA,i#"

( (

T#ta&* Z(4 Z(4 T#ta&* Z(1X Z(2

;r-l53eme.t par +#."a$e+ (82 8(

T#ta&* Z(4 11(X

;r-l53eme.t+ +&r la r-+er3e 2(Z

Le ta,lea& "& ,ila. $l#,al m#!e. a..&el "e+ $ra."+ "#mai.e+ "& !le "e l0ea& :

#.ti.e.t( #-a. et $l#,e' ale&r+ "0ea& e. millier+ "e Pm8 =U.e+# 1XZ?


169/206

1)

C#.ti.e.t+ Ba&m$art.er 1X M#.#$raphie

+#3i-ti%&e 1XZ

L3#3ih 1X4

; ET QT ; ET QT ; ET QT

E&r#pe V(V 8(Z 2(Z Z(8 (8 8 X(2 4(1 8(1

A+ie 8(X 1Z( 12(2 82(2 1Z(1 14(1 82(X 1( 18(2

Ari%&e 2(X 1X(8 8(4 22(8 1X(X 4(V 2(Z 1V(V 4(2

A&+tralie X(1 4(X 2(4 X(1 (V 2( V(4 4(4 2(

Am-ri%&e"& N#r"

1(V (X ( 1Z(8 1(1 Z(2 18( X( V(

Am-ri%&e"& S&"

2Z( 1V( 11(1 2Z(4 1V(2 12(2 2(4 1( 1(4

A.tarti%&e 2(4 (4 2( 2(8 2(8 / / /

T#tal 111 X1 4 11 X2 4X 118 X2 41

O-a.+ 8Z 42 / 4 4Z / 4X 412 48 / 41

M#."e 4V 4V XX XX 2 2

Z/ A%&i5re( r-+er3#ir "ea& +#&terrai.e

La"uifre est un complexe de deux constituants en interaction : le r-+er3#ir et


170/206

1/6

&es deux actions sont groupes sous le terme d'emmagasinement souterrain de

l'eau.

L a"uifre est un complexe de deux constituants en interaction : le r-+er3#iret

l0ea& +#&terrai.e:

Le terme, ea& +#&terrai.e, dsigne toute l'eau contenue ou circulant dans le

rser$oir. La fraction mobile est la nappe d'eau souterraine.

La premire fraction du rser$oir est capaciti$e. 7lle caractrise le stoc4age ou la

libration de l'eau souterraine.

La libration de l'eau du rser$oir est pro$o"ue par l'action de la force de la gra$ite

-a"uifre % nappe libre ou

par expulsion et dcompression -a"uifre % nappe capti$e.

Z/1 Carat-ri+ti%&e+ ph!+i%&e "& r-+er3#ir

Le rser$oir reprsente la trame solide de la structure de l'a"uifre L'eau souterraine


171/206

1/1

Z/1/2 M#rph#l#$ie et i.ter#..eti#. "e+ 3i"e+

Le rser$oir reprsente la trame solide de la structure de l a"uifre. L eau souterraine

mobile s'emmagasine et circule dans les $ides du rser$oir, d'oH l'importance de leur

tude.

&elle>ci porte sur les grandes caractristi"ues des $ides : morphologie,

interconnections et gense.

Les fonctions, rser$oir et conduite, sont dtermines essentiellement par les

dimensions et les interconnections des $ides. &es dernires assurent la continuit du

milieu a"uifre.

=eux grands t!pes de $ides, pores et fissures, caractrisent respecti$ement le milieu

poreux et le milieu fissur.

L'tude morphologi"ue des $ides porte sur leur nature, leur forme et leurs dimensions.

Z/1/8 Et&"e $ra.&l#m-tri%&e et arat-ri+ti%&e+ "& milie& p#re&*


172/206

1/2

ph!si"ues, ptrographi"ues, et gochimi"ues des roches meubles.

a' A.al!+e $ra.&l#m-tri%&e et param5tre+ $ra.&l#m-tri%&e+

*ne roche meuble, milieu poreux, est constitue dun assemblage de particules

solides, ou grains.

Ltude granulomtri"ue, ou granulomtrie, est lensemble des techni"ues

permettant de dterminer les caractristi"ues

Leurs caractristi"ues gomtri"ue, leur rpartition et leur disposition $ont dterminer

le t!pe de rser$oir.

Lanal!se granulomtri"ue a pour but la mesure des diamtres des grains par des

paramtres granulomtri"ues.


173/206

1/3

*ne premire opration est dons le classement des grains en gammes de

diamtres dtermins. &est>%>dire ltablissement dune classification

granulomtri"ue.

Les dimensions des grains des roches meubles stalent dans une gamme, en

gnral continue.

Lanal!se granulomtri"ue a pour but le tri, par des tamis standards, des grains enfourchettes de diamtres con$entionnels.

p g "

Les dimensions des grains des roches meubles stalent dans une gamme, en

gnral continue. Lanal!se granulomtri"ue a pour but le tri,

,' ;ha+e+ et la++iiati#. $ra.&l#m-tri%&e+


174/206

1/

*ne premire opration estdans le classement des

grains en gammes de

diamtres dtermins.

&est>%>dire ltablissement

dune classification

granulomtri"ue.

par des tamis standards,

des grains en fourchettes

de diamtres

con$entionnels.

g ! g " p ,

' C#&r,e $ra.&l#m-tri%&e &m&lati3e

Le traitement statisti"ue des donnes de lanal!se granulomtri"ue, utilis en

h!drogologie, est la courbe granulomtri"ue cumulati$e.


175/206

1/

! g g g "

Le couple de donnes concernant une phase granulomtri"ue, diamtre et poids,

obtenu par tamisage, est port sur le graphi"ue

7n abscisses logarithmi"ues les diamtres des grains,

en mm, dtermins par les dimensions des mailles des

tamis C

7n ordonne linaire

les poids cumuls,

en grammes,exprims en

pourcentage du

poids de lchantillon

tudi.

La courbe cumulati$e permet de calculer 2 paramtres granulomtri"ues

principaux : le diamtre caractristi"ue "* et le coefficient duniformit U

Le graphi"ue obtenu est la courbe granulomtri"ue cumulati$e. Le sdiment est

reprsent par le secteur du diagramme positionn sous la courbe.


176/206

1/)

principaux : le diamtre caractristi"ue, "*et le coefficient d uniformit, U'

Le diamtre caractristi"ue, "*est mesur par la $aleur lue abscisse, correspondant

% un pourcentage en poids cumul. Le plus utilis est le diamtre efficace "1, obtenu

par la $aleur 1. &ette $aleur a t fixe con$entionnellement en considrant "ue

les grains fins, entraSns par leau en mou$ement obstruent les pores rduisant ainsi

leurs dimensions

diamtre efficace

des grains "1,

^aleur 1

Le coefficient duniformit, U -sans dimension, attribue une $aleur numri"ue % la

pente de la courbe. 0l est calcul par le rapport sui$ant :

U < " "


177/206

1//

#il est suprieur % 2, elle est $arie.

U


178/206

1/

Lea& $ra3itaireest la fraction de l'eau

souterraine libre par l'action de la force degra$it. &'est l'eau mobilisable.

Le $olume d'eau gra$itaire libr est fonction

du temps d'gouttage et de la granulomtrie.

7lle seule circule dans les a"uifres, sous

l'action des gradients et alimente les

ou$rages de captage et les sources.


179/206

1/

Dttire fortement % la surface du solide, elle fait corps a$ec lui et appartient

ph!si"uement et mcani"uement % la m+me phase de l'a"uifre, r-+er3#irea&"e

r-te.ti#..

Et lea& "e r-te.ti#."ui est la fraction de l'eau souterraine, maintenue dans les

$ides % la surface des grains par des forces suprieures % celle de la gra$it. 7llen'est donc pas mobilisable

On peut ainsi sparer 2 phases dans la classe de lea& "e r-te.ti#.:


180/206

16

Lea& a"+#r,-eforme un mince film autour des grains, d'une paisseur de l'ordre du

dixime de micron.

#a "uantit augmente en fonction in$erse de la granulomtrie:

> +a,le+ $r#++ier+: 2>9 , +a,le+ i.+: 16>19 ,ar$ile+: 6>69


181/206

11

Leau pelliculaire ne peut pas se dplacer par gra$it C elle ne peut +tre extraite "ue

par centrifugation.

L0ea& pelli&laireentoure les particules de sol et leur eau h!groscopi"ue dune

mince pellicule dpaisseur $ariable -6 % 6,1micron.

7lle peut se dplacer % ltat li"uide par le eu des attractions molculaires de

particules $oisines.

La teneur des roches en eau pelliculaire $arie de 6 K 9 pour le+ ar$ile+

% 1, K 3 9 pour le+ +a,le+.

L0ea& h!$r#+#pi%&e:Les particules du sol sont recou$ertes deau "ui imprgne les

micropores


182/206

12

&es phnomnes dadsorption des molcules deau et des ions sont lis % la surface

spcifi"ue du milieu

&ette eau ne peut se dplacer "u% ltat de $apeur. 7lle $arie en fonction de la

porosit, de lhumidit, de la temprature et de la pression.

7lle $arie en mo!enne de 1 % 1 9 pour les +a,le+ i.+ #& m#!e.+,de 6,2 % 6, 9 pour les +a,le+ $r#++ier+'

formant des parcelles isoles retenues par les forces dadsorption ou dattraction

molculaire.

et particulirement importants pour les minraux argileux, ce "ui rduit

considrablement la possibilit pour leau de circuler dans les argiles.

L0ea& apillaire remplit les pores


183/206

13

La hauteur capillaire dpend de lanature des poresC plus les pores

sont petits, plus la hauteur est

grande.

L0ea& apillaireremplit les pores

et est retenue par des forcesdites de capillarit.

7lle est maintenue au dessus de

la surface libre de leau par la

tension superficielle

et on distingue leau capillairecontinue "ui remplit la totalit des

pores

et leau capillaire isole "ui

noccupe "uune partie des $ides.

L0ea& apillaire

1/ ;aram5tre+ "e+ 3i"e+

Les deux paramtres principaux des $ides sont la p#r#+it-, et la +&rae +p-ii%&e.


184/206

1

Fous sont exprims en rfrence au 3#l&me t#tal "e l-ha.till#.car la gologie$alue les $olumes des formations h!drogologi"ues.

p p p p , p %

&'est pour"uoi les facteurs de la porosit seront tudis a$ec la porosit efficace.

La p#r#+it- t#tale =[t ?, ou p#r#+it-, est la proprit d'un milieu poreux ou

fissur, de comporter des $ides interconnects ou non. 7lle est exprime, en

pourcentage, par la relation sui$ante :

;#r#+it- < 3#l&me "e+ 3i"e+ 3#l&me t#tal

&e paramtre est d'une utilisation prati"ue trs limite en h!drogologie,

un rser$oir n'tant amais compltement dpour$u de son eau.

1/1 S&rae +p-ii%&e "e+ $rai.+ #& "e+ i++&re+

La surface spcifi"ue d'un milieu poreux ou fissur est le rapport de la surface totale

des grains ou des parois des fissures


185/206

1

7lle croit fortement lors"ue le diamtre des grains ou la densit des fissures

diminuent.

des grains ou des parois des fissures,

soit % l'unit de $olume d'chantillon -surface $olumi"ue, soit % l'unit de masse-surface massi"ue du solide.

&'est le facteur principal des actions ph!sico>chimi"ues d'interface eauroche

-phnomnes d'adsorption.

La p#r#+it- t#tale =[t? ou p#r#+it-, des roches est dfinie comme tant le

pourcentage du $olume des $ides =3?sur le $olume total =t? :

[t=? < 333t '1

La surface spcifi"ue dun milieu poreux ou fissur note :


186/206

1)

La p#r#+it- t#tale =[t?d'une roche dpend de la forme des grains, de leurs

dimensions respecti$es et de leur arrangement. =e plus, le tassement et la

cimentation auront tendance % diminuer cette porosit.

S&rae 3#l&mi%&e =m2m8?< +&rae t#tale "e+ $rai.+ &.it- "e 3#l&me

S&rae ma++i%&e=m2m8?< S&rae t#tale "e+ $rai.+ &.it- "e ma++e

La surface spcifi"ue croit fortement lors"ue le diamtre des grains ou la densit des

fissures, diminue.

Lap#r#+it- eiae =[e?est dfinie comme tant le rapport du $olume d'eau

;#r#+it- eiae =#.er.e l0ea& li,re?


187/206

1/

Le #eiie.t "e r-te.ti#. +p-ii%&e =[+?est le rapport du $olume d'eau de

rtention =r?retenu par la roche aprs a$oir limin l'eau gra$itaire, au $olume

total =t? de lchantillon.

C#eiie.t "e r-te.ti#. +p-ii%&e =#.er.e l0ea& "e r-te.ti#.?

[+=? < r t' 1

gra$itaire -e "ue le rser$oir peut contenir % l'tat satur, puis librer sous l'effet

dun gouttage complet, % son $olume total -t

[e=? < e t ' 1

L'expression de la p#r#+it- t#talepeut aussi s'crire :

[t=?


188/206

1

[e=? < e t ' 1

11/ Le #eiie.t "0emma$a+i.eme.t +#&terrai.

=es tudes et exprimentations, sur le terrain, permettent de mesurer, en place et

sur un $olume important, les paramtres de l'emmagasinement de l'eau dans les

i


189/206

1

rser$oirs.

dans la%&i5re 7 .appe

apti3epar expulsion del'eau

dans la%&i5re 7.appelibre par l'action

de la force de gra$it

#ous l'effet d'un abaissement unitaire de ni$eau piomtri"ue, entraSnant une

diffrence de charge, l'eau est libre du rser$oir :

\


190/206

16

Le #eiie.t "emma$a+i.eme.t, =Ce? est le rapport du $olume d'eau libre ou

emmagasine par unit de surface de l'a"uifre 1m]% la $ariation de chargeh!drauli"ue, h, correspondante.0l $arie de 6.2 % 6.61 pour le+ .appe+ li,re+

=ans la%&i5re 7 .appe

li,re, le coefficient

d'emmagasinement est

gal, en prati"ue, % laporosit efficace.

(ar contre dans la%&i5re 7

.appe apti3e, il est 166 %

1666 -$oir 16666 fois plus

petit.

et de 6.661 % 6.6661 pour le+ .appe+ apti3e+'

12/ #.alit- S#l @ Ea& S#&terrai.e

Ltude du premier a"uifre, sous la surface du sol -a"uifre % nappe libre,

montre la prsence de haut en bas deux ones caractrises par la teneur en


191/206

11

montre la prsence de haut en bas deux ones caractrises par la teneur en

eau du rser$oir*ne coupe depuis la surface du sol us"u'% la nappe phrati"ue montre la

onalit sui$ante:


192/206

#.e "0-3ap#tra.+pirati#., interface solsous>sol, soumises % des $ariations de

teneur en eau importantes pro$o"ues par linfiltration et l$apotranspiration. #a

profondeur est en relation a$ec le t!pe de sol et le climat C


193/206

13

#.e "e tra.+iti#.oH la

teneur en eau est $oisine de

la capacit de rtention

-rapport du $olume deau dertention au $olume total en

pourcentage C

&.e )#.e +at&r-econtenant

d l' d i d l'


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1

de l'eau de rtention et de l'eau

gra$itaireC la partie suprieureest imprgne d'eau remontant

par capillarit.&est le domaine de leau

gra$itaire et de la nappe deau

souterraine.

La surface suprieure de cetteone est la surface de la nappe

"ui ne doit pas +tre confondue,

thori"uement, a$ec la surface

piomtri"ue.

=ans la prati"ue sa limite

suprieure est la surface

piomtri"ue.

#.e ra.$e apillaire,

alimente par leau de la one

sature remontant par

ascension capillaire.


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1

&est pour"uoi elle est

mesure par le ni$eau cristaux

sa tranche infrieure estrattache % la one sature car

les $ides libres sont remplis

par leau capillaire continue.

La surface de la nappe passe

au sein de cette tranche de

terrain.

7lle est en gnral % une cote

suprieure % la surface

piomtri"ue.

_ais elle nest pas mesurablesur terrain a$ec prcision par

des dispositifs oprationnels

simples.

p


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La "uantit deau transitant dans ce milieu est proportionnelle % la section totale

tra$erse A, au coefficient de permabilit F du milieu et % la charge h!drauli"ue

H et in$ersement proportionnelle % la longueur h du milieu tra$ers :

Q = 8 ? F = ? A = 2? Hh


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1/

Q =m8+? < F =m+?'A =m2?' Hh

Hh est la perte de charge par unit de longueur, appele encore gradienth!drauli"ue et not i

L'expression prcdente de$ient donc :

Q < F'A'i


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1

La permabilit est l'aptitude d'un rser$oir % se laisser tra$erser par l'eau, sous

l'effet d'un gradient h!drauli"ue. 7lle exprime la rsistance du milieu %

l'coulement de l'eau "ui le tra$erse.

Le coefficient de permabilit Fest le $olume d'eau gra$itaire en m3tra$ersant en

une seconde, sous l'effet d'une section en m5 orthogonale % la direction de

l'coulement, % la temprature de 26G&

La 3ite++e "e iltrati#.est gale au rapport de la "uantit d'eau passant en

une seconde sur la surface A. &'est galement le produit du coefficient de

permabilit par le gradient h!drauli"ue :

=m+? < QA < F'Hh

Q: dbit A: section de la colonne i: gradient h!drauli"ue

H: hauteur de la colonne deau h: hauteur de la colonne de sol

La l#i "e Dar!n'est strictement applicable "ue pour des milieux homognes

oH l'coulement de l'eau est laminaire. 7lle ne peut +tre utilise en particulier

pour les rseaux 4arsti"ues.


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1

Le #eiie.t "e perm-a,ilit-est propre % cha"ue rser$oirC il dpend

notamment de la porosit efficace et de la $iscosit du fluideC il augmente a$ec la

profondeur -l'augmentation de temprature diminue la $iscosit.

14/ H-t-r#$-.-it- "e+ a%&i5re+ et 3ite++e "-#&leme.t "e+ ea&*

+#&terrai.e+

La fraction mobile de l'eau contenue dans les a"uifres -eau gra$itaire dtermine

les nappes d'eau souterraine.

L'coulement des eaux souterraines entre la one d'infiltration et la one d'exutoire

s'effectue par gra$it.

La $itesse dcoulement des eaux souterraine est dtermine par la permabilit

et la porosit du rser$oir.


200/206

(our des +#l+ +at&r-+en eau la $itesse de filtration dpend du t!pe de sol

?#ol sableux : le#eiie.t "eperm-a,ilit-Fest compris entre et 16 cmheure


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?#ol silteux: le#eiie.t "eperm-a,ilit-F$arie de 2 % 6 cmheure dans un

horion A selon le t!pe dhumus. 0l est de lordre de 1 mmheure dans les horions

Benrichis en argiles.

(our les +#l+ .#. +at&r-+-pluies faibles, air prsents dans les pores du sol, Pest

beaucoup plus faible -6,1 mmheure pour un sol silteux.

*ne couche est rpute impermable pour des $aleurs de Pde lordre de 1/m+.

Leau "ui tombe % la surface du sol commence % humidifier la partie suprieure du

sol -"uel"ues centimtres. Le profil h!dri"ue change.

&ette augmentation de la teneur en eau en surface ne dtermine pas

automati"uement un transfert en profondeur :

leau peut rester retenue dans le sol par des forces de capillarit.

Lors"ue la capacit de rtention du sol en eau est dpasse, leau descend sous

leffet de gra$it et humidifie les couches infrieures


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l effet de gra$it et humidifie les couches infrieures.

#i lhumidification du sol continue, leau finalement atteint la nappe par infiltration :

ce phnomne est trs lent et peut demander plusieurs mois.

E. )#.e temp-r-e, la "uantit deau infiltre us"u% la nappe est estime %

366mman, soit 16ls par Im2

1/ C#.i$&rati#. "e l0a%&i5re' T!pe+ h!"r#"!.ami%&e+

1/1 Carte+ pi-)#m-tri%&e+

Les cartes piomtri"ues reprsentent la distribution spatiale des charges et

des potentiels h!drauli"ues


203/206

263

7lles sont les documents de base de l'anal!se et de la schmatisation des fonctions

capaciti$es et conductrices du rser$oir, et du comportement h!drod!nami"ue de

l'a"uifre.

des potentiels h!drauli"ues.

&'est la s!nthse la plus importante d'une tude h!drogologi"ue.


204/206

26

M#"-li+ati#. "& pr#e++&+ "i.iltrati#.


205/206

La #rm&le "e H#rt#.> La capacit d'infiltration s'exprime comme suit :


206/206

D$ec :

i=t? :capacit d'infiltration au temps t AmmhB,

i#:capacit d'infiltration respecti$ement initiale dpendant surtout du t!pe de sol

AmmhB,

i :capacit d'infiltration finale AmmhB,t :temps coul depuis le dbut de l'a$erse AhB,

:constante empiri"ue, fonction de la nature du sol Amin>1B.

L'utilisation de ce t!pe d'"uation, "uoi"ue rpandue, reste limite, car la

dtermination des paramtres, i( i,et gprsente certaines difficults prati"ues.

Cours Hydrologie IGS4

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