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Etude hydrologique du bassin versant de l’oued Seggueur wilaya d’el Bayadh

1

REPUBLIQUE ALGERIENNE DEMOCRATIQUE ET POPULAIRE

MINISTERE DE L’ENSEIGNEMENT SUPERIEUR

ET DE LA RECHERCHE SCIENTIFIQUE

UNIVERSITE Dr MOULAY TAHAR – SAIDA

FACULTE DES TECHNOLOGIES

DEPARTEMENT DE L’HYDRAULIQUE

THESE :

Présenter pour l’obtention du diplôme de Master Académique

en Hydraulique Urbaine

Etude Hydrologique Du Bassin Versant De L’Oued Seggueur

Wilaya D’El Bayadh

PAR :

CHANBI REDOUANE

ENCADRER PAR :

Mr YLES F

Devant le jury :

Mr. ...........................………….....................….............. Président

Mr ........………………………….……..................... Examinateur

Mr ………....…………….......................….………....Examinateur

Année 2016


2

REMERCIEMENT

Je remercie notre Bon Dieu le Tout Puissant de m’avoir guidé, aidé et donné la foi et

le courage pour accomplir ce travail.

J’exprime mes vifs remerciements à mon encadreur Monsieur F. YLES, pour sa

disponibilité et ses conseils précieux tout au long de l’élaboration de ce travail.

Mes remerciements s’adressent aussi à Monsieur D. BEKHAITIA le directeur de la

station du barrage de Kheneg larouia « Brézina » pour son aide et ses conseils

Je tiens à remercier toutes les personnes qui ont participé de près ou de loin à me

faciliter la réalisation de ce travail, en particulier mes deux collègues D. Hachemaoui

& H. Saddek


3

DEDICACE

Je dédie ce travail à :

La mémoire de ma mère

Mon très cher père pour ses sacrifices et son encouragement durant toutes mes

études.

Mes frères Mohamed & Noufel.

A toute ma grande famille, ainsi qu’à tous les étudiants de ma promotion.


4

REMERCIMENTS………………………………………….………2

INTRODUCTION…………………………………………………...6

Chap.1 : PRESENTATION DU BASSIN VERSANT………….…7

I.1.caractéristique physique du bassin versant……………………………………..…8

I.1.1. Situation géographique…………………………………………………………………8

I.1.2. Cadre géologique……………………………………………………………………….9

I.1.3. Type des sols…………………………………………………………………………..10

I.2.Etude morphométrie du bassin versant…………………………………………...10

I.2.1. Caractéristique de forme……………………………………………………………...10

I.2.2. Etude de relief………………………………………………………………………….11

I.3.Conclusion…………………………………………………………………………...18

Chap.2 : ETUDE HYDROGHRAPHIQUE………………………19

II. Etude du réseau hydrographique…………………………………………………..20

II.1. Densité de drainage……………………………………………………………….20

II.2. Rapport de confluence ……………………………………………………………21

II.3. Rapport de longueur……………………………………………………………….22

II.4. Fréquence des cours d’eau……………………………………………………….23

II.5. Coefficient de torrentialité…………………………………………………………24

II.6. Temps de concentration…………………………………………………………..24

II.7. Conclusion…………………………………………………………………………..26


5

Chap.3 : ETUDE HYDROLOGIQUE…………………………….27

III.1.la pluviométrie………………………………………………………………………28

III.1.1. Introduction……………………………………………………………………………28

III.1.2. Etude des précipitations …………………………………………………………….28

III.1.3. Analyse statique des séries pluviométriques……………………………………..33

III.2. Etude des températures………………………………………………………….38

III.3. Evapotranspiration………………………………………………………………..40

III.4. Débits annuels…………………………………………………………………….43

III.4.1. Analyse des débit annuels………………………………………………………….43

III.5. Etude des débits mensuels………………………………………………………50

III.6. Hydraulicité………………………………………………………………………...51

III.7. Analyse des crues………………………………………………………………...55

Conclusion générale...........................................................................56


6

INTRODUCTION

L’eau est un élément vital et indispensable pour la vie humaine. Elle est considérée

comme richesse permanente pour l’être humaine et pour son développement économique.

Sa rareté a créé beaucoup de conflits entre les différents pays.

De ce fait, l’eau en Algérie n’a jamais autant retenu l’attention des pouvoirs publics

secoués par les organismes spécialisés qui prévoient de graves pénuries à des échéances

très proches. Il est admis que des mesures sont nécessaires pour améliorer la capacité à

s’adapter à la variabilité hydrologique et aux phénomènes extremes (inondations et

sécheresses) observés aujourd’hui dans des circonstances dynamiques (notamment les

pressions actuelles dues à la démographie, à l’économie, à l’utilisation des terres et au

développement régional).

La wilaya d’El Bayadh connue comme une zone pastorale avec des terrains agricoles

en majeure partie. Elle participe par un taux important à l’économie local en matière

d’agriculture. Dans ce contexte, nous nous sommes intéressés à l’étude hydrologique du

bassin versant de l’oued SEGGUEUR. Le barrage de Kheneg- Larouia, implanté sur

l’exutoire du bassin est destiné à assurer l’irrigation des terres (la palmeraie de Brézina, la

zone d’épandage de Daïet El Bagra et Daïet El Anz...) se trouvant à l’aval du barrage.

Les travaux entrepris dans le cadre de cette thèse s’organisent autour de trois

chapitres qui sont développés comme suit :

- Le diagnostic physico-géographique, qui permettra de caractériser les principaux

facteurs naturels intervenant dans l’alimentation en eau et dans l’écoulement

(situation, relief, formation géologique, réseau hydrographique).

- Détermination des processus hydrologiques, leurs fonctionnement et leur impact sur

la variabilité spatio-temporelle.

- L’etude hydrologique portera aussi, sur le traitement statistiques des données

hydromètriques ainsi que l’évaluation des apports liquides annuels, mensuels et

saisonniers.

Enfin nous finirons ce travail par une conclusion générale


7

.


8

I.1. Caractéristiques physiques du bassin versant

I.1.1. Situation géographique

Le bassin versant s’étend dans la partie sud de l’atlas saharien, il est entouré par le

massif de Djebel Amour et les montagnes de l’atlas saharien dont la direction SO-NE.

Délimitent ainsi la région du bassin des plaines sahariennes. Le bassin versant de l’Oued

SEGGUEUR se trouve au sud de la ville d’El Bayadh, il draine une surface de 3680 km2,

pour un périmètre de 303 km. Durant son parcourt l’oued SEGGUEUR, reçoit plusieurs

affluents, les plus importants sont l’oued Mellah et El Rhoul.

FIG 1 : Plan de situation de bassin versant l’Oued SEGGUEUR


9

I.1.2. Cadre géologique

L’analyse de type de sol du bassin versant de Brézina est établie sur la base des

affleurements lithologiques observés en corrélation avec l’image satellitaire mise à notre

disposition. D’après la carte de type de sol (fig.2), on distingue cinq classes :

➢ Les calcaires durs qui affleurent en forme de sillons orientés d’Ouest en Est (au Sud

du barrage) ;

➢ Les formations marneuses gypseuses noyées dans le massif calcaire ;

➢ Le remplissage sédimentaire couvrant les autres formations superficielles, de nature

argilo-gypseuse (au centre du bassin)

➢ Les sols marno-calcaires aux environs de la région d’El Ghassoul.

➢ Il s’agit, d’un sol à dominance calcaire, avec des intercalations de marne, d’argile et

de gypse. Sur le reste de la superficie du terrain de parcours, les sables couvrent les

autres formations où elles possèdent un coefficient de ruissellement plus ou moins

faible.

Fig. 2. Les différentes classes du sol du bassin


10

I.1.3. Types de sol

Les sols de la région de Brézina se composent de trois zones :

➢ Les terres agricoles représentent 0,08% de la superficie du bassin est constituées

essentiellement par la palmeraie de Brézina (divers vergers) et la zone d’épandage

de Daïet El Bagra et Daïet El Anz (essentiellement céréales et fourrages)

➢ Les parcours présahariens (Hamada) ;

➢ La zone dunaire (erg) à l’extrême sud.

I.2. ETUDE MORPHOMETRIQUE DE BASSIN VERSANT D’OUED SEGGUEUR :

I.2.1. Caractéristique de forme

La nature de la forme d’un bassin, influence énormément l’écoulement et détermine l’allure

de son hydrogramme. Un bassin très allongé ne réagit pas de la même manière qu’un autre

bassin de forme très ramassés ayant évidemment les mêmes caractéristiques Roche (1963).

Généralement, la forme d’un bassin versant est relative à l’indice de compacité de Gravelius.

Ce dernier est déterminé en comparant le périmètre (P) du bassin à celui d’un cercle

possédant la même superficie (A).

Sur le plan morphologique, l’indice de compacité GK est proche de 1 pour un bassin

versant de forme quasiment circulaire, est supérieur à 1 lorsque le bassin est de forme

allongée. Cet indice se détermine à partir d'une carte topographique en mesurant le

périmètre du bassin versant et sa surface.

KG : est l'indice de compacité de Gravélius,

A : surface du bassin versant [Km²] = 3680 Km²,

P : périmètre du bassin [Km]=303 km.

Pour le cas du bassin versant de l’oued Seggueur, la valeur du coefficient de compacité GK

= 1,4 indique que le bassin est de forme plutôt allongée. Caractère que nous pensons lier

aux conditions structurales du bassin.


11

I.2.1.1. Rectangle équivalent

Le rectangle équivalent est un modèle mis au point par M. Roche pour comparer les bassins

entre eux du point de vue de l’influence de leurs caractéristiques sur l’écoulement.

On suppose que sur un bassin donné, l'écoulement est approximativement le même que

sur un rectangle de même superficie, ayant un même coefficient de Gravélius, une même

répartition hypsométrique à conditions climatiques similaires, une même distribution des

sols, de la végétation et même densité de drainage. C'est une transformation purement

géométrique dans laquelle les droites parallèles aux largeurs du rectangle et l'exutoire sont

le petit côté ou largeur du rectangle

Soit L et I la longueur et la largeur du rectangle, et P et A le périmètre et l'aire du bassin

versant.

On a: L = 𝐾𝑐

1,12 (1 + √1 − (

1,12

𝐾𝑐) ²) √𝑆

Longueur de rectangle équivalent L = 123,3 m

𝐼 =𝑃

2− 𝐿

𝐼 =303

2− 26.15

La largeur de rectangle équivalent l = 28,2 m

I.2.2. Etude du relief

Les altitudes ainsi que la forme du relief influent considérablement sur les différents

paramètres hydroclimatiques d’une région donnée. Elles déterminent en grande partie

l’aptitude au ruissellement des terrains, l'infiltration et l'évaporation. Partant de la répartition

par tranches d'altitudes du bassin, nous avons établi la courbe hypsométrique figure 3.


12

Fig. 3 : Courbe hypsométrique du bassin versant

D’après l’analyse de cette courbe on constate dans un premier temps la présence d’une

pente forte au niveau des altitudes qui dépassent 1675 m, une pente moyenne entre les

altitudes de 1650 m jusqu’à 1375 m, et une pente assez faible de 1350 m en arrivant autour

du point d’exutoire au niveau de 900 m. La concavité vers le bas, indique que L’oued

Seggueur, présente bien l’état d’équilibre du bassin, offrant un potentiel érosif moyen à

faible.

A partir de cette courbe, les altitudes suivantes ont été déterminées :

➢ L'altitude maximum de 1926 m correspondant au sommet du bassin versant.

➢ L'altitude minimale (exutoire) de 874 m

➢ L'altitude médiane correspond à une surface cumulée de 50% est égale 1275 m.

➢ H5=1750 m

➢ H95=975 m

➢ L'altitude moyenne est donnée par l’équation suivante :

850900950

1,0001,0501,1001,1501,2001,2501,3001,3501,4001,4501,5001,5501,6001,6501,7001,7501,8001,8501,9001,9502,000

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100

ALT

ITU

DE

M

% CUMULÉE

COURBE HYPSOMÉTRIQUE DU BASSIN D'OUED SEGGUEUR


13

Hmoy = 1245 m.

Ai : aire comprise entre deux courbes de niveau (Km²)

Hi : altitude moyenne entre deux courbes de niveau (m)

A : superficie totale du bassin versant (Km²)

A partir de cette courbe on constat que c’est un relief accidenté.

Tableau 1 : répartition altimétrique du bassin versant du l’Oued SEGGUEUR.

Tranche d'altitude en mètre Superficie % De la superficie %cumulée

874-900 13,88 0,38 99,93

900-950 195,24 5,31 94,62

950-1000 209,08 5,68 88,94

1000-1050 163,39 4,44 84,50

1050-1100 139,71 3,80 80,71

1100-1150 159,72 4,34 76,37

1150-1200 206,33 5,61 70,76

1200-1250 346,65 9,42 61,34

1250-1300 243,42 6,61 54,73

1300-1350 298,79 8,12 46,61

1350-1400 156,16 4,24 42,36

1400-1450 153,53 4,17 38,19

1450-1500 381,90 10,38 27,81

1500-1550 359,27 9,76 18,05

1550-1600 200,64 5,45 12,60

1600-1650 130,20 3,54 9,06

1650-1700 111,36 3,03 6,03

1700-1750 77,75 2,11 3,92

1750-1800 60,12 1,63 2,29

1800-1850 43,49 1,18 1,11

1850-1900 26,64 0,72 0,38

1900-1926 2,74 0,07 0,31


14

Fig. 4 : Histogramme des fréquences altimétriques.

I.2.2.1. Pente moyenne Im :

Paramètre important pour la détermination du temps de parcours de ruissellement, c'est à

dire le temps de concentration, la pente moyenne du bassin versant a été déterminée par la

relation suivante :

Avec :

L : longueur totale de courbes de niveau (m)

D : équidistance entre deux courbes de niveau (m)

A : surface du bassin versant (m2)

Ainsi : im = 5%.

0

2

4

6

8

10

12

87

4-9

00

90

0-9

50

95

0-1

00

0

10

00

-10

50

10

50

-11

00

11

00

-11

50

11

50

-12

00

12

00

-12

50

12

50

-13

00

13

00

-13

50

13

50

-14

00

14

00

-14

50

14

50

-15

00

15

00

-15

50

15

50

-16

00

16

00

-16

50

16

50

-17

00

17

00

-17

50

17

50

-18

00

18

00

-18

50

18

50

-19

00

19

00

-19

26

0.38

5.315.68

4.443.8

4.34

5.61

9.42

6.61

8.12

4.244.17

10.389.76

5.45

3.543.03

2.111.63

1.180.72

0.07

SUP

ERFI

CIE

S EN

%

ALTITUDES EN m


15

I.2.2.2. Indice de pente ip :

Il a été déterminé par la formule suivante :

Avec :

Ip : indice de pente (%)

L : longueur du rectangle (m)

Xi : distance qui sépare deux courbes sur la rectangle (m) (la largeur du rectangle étant

constante, cette distance est égale au facteur de pondération)

d : distance entre 2 courbes de niveau successives (peut être variable) (m)

d/xi : pente moyenne d'un élément (%).

Ainsi, ip = 8%

I.2.2.3. Indice de pente Roche

L’indice de pente est les sommes de racines carrées des pentes moyennes de chacun

des éléments pondérés par surface intéressées.

Si ßi représente la fraction de la surface du bassin comprise entre Ai et Ai-1, Ai étant la

distance qui sépare 2 courbes de niveau, on aura :

𝐼 =1

√𝐿 ∑ √𝐵𝑖 ∗ [𝐴𝑖 − 𝐴𝑖−1]

12

𝑖=1

I=6,36%

I.2.2.4. Indice de pente global

Le relief joue un rôle important, car il commande en grande partie l'aptitude au ruissellement

des terrains. Son appréhension peut être faite à l'aide de l'indice de pente global Ig donné

par la relation :


16

𝐼𝑔 =𝐷

𝐿

Avec Ig indice global

L : longueur de rectangle équivalent

Sur la courbe hypsométrique déjà tracée, on prend les points tels que la surface

supérieure ou inférieure soit égale à 5% de la surface totale.

H5 et H95 sont les altitudes entre lesquelles s'inscrivent 90% de la surface du bassin. La

dénivelée D est donc égale à H5 - H95.

Par la projection sur la courbe on obtient H95=975 m et H5=1750 m

D=1750 - 975= 775 m

Ig= 775/123300 Ig=0,63% Ig= 0,63m/km

Tableau 2 : Classification d’ORSTOM

Type de relief Indice de pente globale

Relief très faible

Relief faible

Relief assez faible

Relief modéré

Relief assez fort

Relief fort

Relief très fort

Ig < 0.002 m/km

0.002 < Ig <0.005

0.005 < Ig < 0.01

0.01 < Ig < 0.02

0.02 < Ig < 0.05

0.05 < Ig < 0.5

0.5 m/km < Ig

D’après la classification d’ORSTOM, on peut dire que le bassin versant de l’Oued

Seggueur présente un relief très fort.


17

I.2.2.5. Dénivelée spécifique :

Ig est corrigé de l’effet de surface par utilisation de la dénivelée spécifique :

Ds = Ig . A1/2

Ig : Indice de pente global (m/Km).

A : aire du bassin (km2).

Ds = 38 ,22 m

La dénivelée spécifique apparaît donc comme une correction de la dénivelée simple par

application d’un coefficient qui dépend de la forme du bassin

Tableau 3 : Classification du relief selon Ds.

Type de relief Dénivelée spécifique

Relief très faible

Relief faible

Relief assez faible

m Relief modéré

Relief assez fort

Relief fort

Relief très fort

Ds < 10 m

10 m < Ds < 25 m

25 m < Ds < 50 m

50 m < Ds < 100 m

100 m< Ds < 250 m

250 m < Ds < 500 m

Ds > 500 m

La valeur de la Ds de bassin SEGGUEUR nous permet de le ranger dans la classe d’assez

faible.


18

Tableau 4 : Récapitulation des paramètres morphométries du bassin de l’oued

SEGGUEUR.

Caractéristiques

Paramètres

Symbole

Unités

Valeurs

Morphologie du Bassin versant

Surface

Périmètre

Coefficient de Gravelius

Longueur du rectangle équivalent

Largeur du rectangle équivalent

A

P

KG

L

l

Km2

Km

-

Km

km

3680

303

1,4 123,3

28,2

Relief

Altitude maximale

Altitude moyenne

Altitude minimale

Pente globale

Pente de M.Roche

Dénivelée spécifique

Hmax

Hmoy

Hmin

Ip

Ig

Ds

m

m

m

m/km

%

m

1926

1245

874

0,62 6,36

38,22

I.3. CONCLUSION :

Le bassin versant de l’oued Seggueur se caractérise par une grande superficie de l’ordre

de 3680 Km², avec un périmètre de 303 Km. Après l’analyse de la valeur d’indice de

compacité ou Gravillus on constate que la forme générale de notre bassin est plutôt allongée.

La nature montagneuse de la région permet la présence d’intervalle vaste des altitudes dont la

cote maximale est 1926 m par contre la côte minimale est 847 m avec une côte moyenne de

1245 m. Le relief du bassin est classé comme un relief de type assez faible avec une dénivelé

spécifique de 38,22 m


19


20

II. ETUDE DU RESEAU HYDRORAPHIQUE

Divers paramètres sont utilisés pour définir le réseau hydrographique parmi, les plus

important nous citons, la densité de drainage (Dd), le rapport de confluence (Rc), le rapport

des longueurs (Rl), la fréquence des cours d’eau (Fs) et le temps de concentration (Tc).

II.1. Densité de drainage :

La densité du drainage est définie comme le rapport entre le linéaire total du cours d'eau

dans le bassin et la superficie de ce dernier. La densité de drainage s'exprime en km/km².

La densité de drainage dépend de la géologie (structure et lithologie) des

caractéristiques topographiques du bassin versant et, dans une certaine mesure, des

conditions climatologiques et anthropiques. En pratique, les valeurs de densité de drainage

varient de 3 à 4 pour des régions où l’écoulement n’a atteint qu'un développement très limité

et se trouve centralisé. Elles dépassent 1000 pour certaines zones où l'écoulement est très

ramifié avec peu d'infiltration.

Fig 5 : Réseau hydrographique du bassin d’oued SEGGUEUR


21

Elle est donnée par la relation suivante :

Dd : densité de drainage [km/km²] ;

Li : longueur de cours d'eau [km] ;

A : surface du bassin versant [km²].

Pour notre bassin Dd=2319 km/km²

La densité de drainage dépend de la géologie (structure et lithologie) des

caractéristiques topographiques du bassin versant et, dans une certaine mesure, des

conditions climatigiques et anthropiques.

En pratique, les valeurs de densité de drainage varient entre 1000 pour certaines zones

où l'écoulement est très ramifié avec peu d'infiltration. Selon SCHUNM, la valeur inverse de

la densité de drainage, C=1/Dd, s'appelle « constante de stabilité du cours d'eau ».

Physiquement, elle représente la surface du bassin nécessaire pour maintenir des

conditions hydrologiques stables dans un vecteur hydrographique unitaire.

II.2. Rapport du confluence :

Le rapport de confluence est un nombre sans dimension exprimant le développement du

réseau de drainage. Il varie suivant l'ordre considéré.

Le rapport de confluence est égal au quotient du nombre de talwegs d'ordre x par celui

des talwegs d'ordre supérieur (x + 1).

Les réseaux hydrographiques sont toujours dendritiques, c'est-à-dire ramifiés comme les

branches d'un arbre. Certains auteurs distinguent 3 principaux types de réseaux :

➢ Chêne : la ramification est bien développée avec un espacement régulier des

confluences. Le rapport est inférieur à 5 (exemple Amazone) ;

➢ Peuplier : le bassin versant nettement plus long que large, présente de nombreux

affluents parallèles et un rapport de confluence élevé, supérieur à 10 ;


22

➢ Pin : le bassin se caractérise par une concentration des confluences dans le secteur

amont d'où sort un tronc qui ne reçoit plus d'affluents importants. Le rapport est faible

Lorsque le réseau est bien organisé. Les nombres des cours d’eau d’ordre successifs

forment une série géométrique inverse.

Sur la base de la classification des cours d'eau, Horton (1932) et Schumm (1956) ont

établi la loi :

RC=NU / NU+1

Avec :

RC : rapport de confluence des cours d'eau ;

u : ordre d'un cours d'eau u varie entre 1 et w (w est l'ordre du cours d'eau principal,

classification selon Strehler) ;

Nu : nombre des cours d'eau d'ordre u ;

Nu+1 : nombre des cours d'eau d'ordre suivant ;

Tableau 5 : Variation du rapport de confluence

Nom du BV Ordre Nombre RC

O. SEGGUEUR

1 10782

2 1869 5,77

3 341 5,48

4 43 7,93

5 7 6,14

6 1 7

𝑹𝑪𝒎 =∑ 𝑹𝑪

𝒏

RCm=𝟑𝟐,𝟑𝟐

𝟓 RCm=6,46

II.3. Rapport de longueur :

Il représente le quotient de la longueur moyenne des talwegs d’ordre X+1 à celle des

talwegs d’ordre X. Dans un bassin bien organisé. Les longueurs moyennes des talwegs

d’ordre successifs croissants forment une série géométrique directe. Sur la base de la

classification des cours d'eau, Horton (1932) et Schumm (1956) ont établi la loi :


23

RL=LU/LU-1

RL : rapport des longueurs des cours d'eau ;

Lu : longueur moyenne des cours d'eau d'ordre u ;

u : ordre d'un cours d'eau u varie entre 1 et w « w est l'ordre du cours d'eau principal,

classification selon Strehler » ;

Tableau 6 : Variation du rapport de longueur RL

Nom du BV Ordre Nombre Longueur

(km) Longueur

moy RL

O. SEGGUEUR

1 10782 5151686 477,8 2,3

2 1869 2057528 1100,87 2,19

3 341 823524 2415,03 3,16

4 43 328556 7640,84 2,43

5 7 129716 18530,86 2,32

6 1 42910 42910 2,48

II.4. Fréquence des cours d’eau :

Elle représente le rapport du nombre du cours d’eau d’ordre 1 à la surface du bassin

versant d’étude

F=N1/A

F : fréquence des cours d’eau ;

N1 :nombre des cours d’eau de l’ordre 1 ;

A :surface du bassin ;

Alors : F=10782/3680 F=2,92

Il existe une relation assez stable entre la densité de drainage Dd et la densité

hydrographique F, de la forme :


24

Où a est un coefficient d'ajustement.

En somme, les régions à haute densité de drainage et à haute densité hydrographique

(deux facteurs allant souvent de pair) présentent en général une roche mère imperméable,

un couvert végétal restreint et un relief montagneux.

L'opposé, c'est-à-dire faible densité de drainage et faible densité hydrographique, se

rencontre en région à substratum très perméable, à couvert végétal important et à relief peu

accentué.

II.5. Coefficient de torrentialité :

C’est le rapport entre la fréquence des cours d’eau d’ordre 1 avec la densité de

drainage

Ct= Dd * F

Ct : Coefficient de torrentialité

Dd : Densité de drainage

F : Fréquence des cours d’eau d’ordre 1

pour le bassin d’oued SEGGUEUR est égale à 6805.

II.6. Temps de concentration :

Le temps de concentration est défini comme le temps nécessaire à une particule d’eau

pour parcourir le plus long chemin hydraulique depuis la limite du bassin jusqu’à l’exutoire.

De nombreuses formules permettent de calculer le temps de concentration sur un bassin

versant.

A chacune de ces formules sont applicables un domaine de validité, que ce soit pour la taille

des bassins versants étudiés ou pour les résultats obtenus. Nous avons utilisé trois formules

différentes de temps de concentration qui sont les suivantes :

• Kirpich (1940)

TC en minute, L en m, I en m/m


25

• Passini

TC en minute, A en km², L en km, I en m/m

• Turraza :

TC en minute, A en hectares, L en m, I en m/m

Tc= temps de concentration en minutes

S = surface du bassin versant

L = cheminement hydraulique le plus long

p = pente en m/m

Tableau 7 : Valeurs du temps de concentration d’après Kiprich, Passini et Turraza

Formule Kirpich Passini Turraza

TC en min 7,68 35,40 1114,9

http://www.institut-numerique.org/wp-content/uploads/2013/08/Tc1.png


26

Tableau 8 : Récapitulation des paramètres hydrographiques du bassin de l’oued

SEGGUEUR.

Caractéristiques Paramètres

Symbole

Unités

Valeurs

Réseau hydrographique

Densité de drainage

Temps de concentration

Coefficient de torrentialité

Fréquence des cours d'eau

Rapport des confluences

Rapport des longueurs

Dd

Tc

Ct

Fs

Rc

Rl

Km/km2

Heure

-

-

-

-

2319 7

6805 2,92

6,46 2,48

II.7. Conclusion :

L’exploration du tableau 8, montre que la valeur du coefficient de torrentialité Ct est

relativement forte (6805). Ceci est dû essentiellement à la faible perméabilité des structures

lithologiques malgré la faiblesse des précipitations. D’autre part, le temps de concentration

s’avère assez important (7h), en raison de la forme et du relief qui caractérise le bassin. La

valeur de densité de drainage (2319 Km/Km2) et la fréquence des cours d’eau (2,92)

indiquent que le bassin versant est assez mal drainé. L’importance du drainage est due

principalement à la nature des formations qui forment le bassin (présence de faille qui

favorisent la genèse des cours d’eau), ainsi qu’aux pentes assez fortes des versants d’une

part et d’autre part au régime climatique, caractérisé par des pluies irrégulières et violentes.

Le rapport de confluence de (6,46), indique que le réseau hydrographique est mal organisé.

On considère alors, que le réseau hydrographique, de notre bassin témoignent d’un chevelu

hydrographique bien hiérarchisé fortement dense, mais assez ramifié.


27


28

III. Etude Hydrologique du bassin d’oued SEGGUEUR

III.1. La pluviométrie

III.1.1. Introduction

Les conditions climatiques du bassin versant jouent un rôle important dans le

comportement hydrologique des cours d’eau Roche (1963). Les relevés pluviométriques

constituent l’une des données indispensables dans l’étude du climat d’une région. Les

précipitations, représentent essentiellement le facteur influençant le régime d’écoulement et

le volume d’eau infiltré.

Le climat de l’Algérie notamment dans sa partie Nord, est de type méditerranéen

caractérisé par une période pluvieuse, allant globalement de Septembre à Mai, suivie d’un

été sec et ensoleillé Seltzer (1946).

III.1.2. Etude des précipitations.

La pluviométrie en Algérie a été étudiée par plusieurs auteurs, Seltzer (1946), Medinger

(1956), Chaumont et Paquin (1971). En Algérie, la moyenne des précipitations annuelles

varie de (200mm à 400mm) de pluie par an et les ressources en eau renouvelables sont

faibles, irrégulières et localisées dans la bande côtière. Touaz (2001), indique que les

précipitations en Algérie, se caractérisent par un aspect d’irrégularité dans le temps et dans

l’espace. La répartition spatiale des précipitations est caractérisée par un gradient Nord-

Sud bien marqué et un gradient Est-Ouest plus faible.

La région d’El Bayadh fait partie des régions de l’Algérie où la moyenne des précipitations

annuelles est au dessous de la moyenne des précipitations au niveau national, un déficit en

précipitation semble donc bien marquer la région notamment durant la période post 1980.

La station pluviométrique retenue comme représentatives de la zone d’étude est la station

de Brézina


29

a) PRECIPITATIONS ANNUELLES

Les observations des précipitations moyennes annuelles enregistrées à la station de

Brézina sont présentées dans la figure 6 et montrent par ailleurs que la moyenne

interannuelle relative à la période (1973/1990) est de 72,48mm.

Tableau 9 : variation de précipitations mensuelles et annuelles

ANNEE JAN FEV MA AVR MAI JUI JUL AOUT SEP OCT NOV DEC ANNUEL

1973 4,3 1 0 0,2 0 0 0,6 5,7 13 1 9,2 3,1 38,1

1974 1 0,6 0,5 1 0 0,2 3 0,9 15,5 0 9,6 23,9 56,2

1975 9,2 8,1 1 2,7 2 0,3 2 8,3 12,3 11,7 7 24,4 89

1976 5 1,3 0 0 0,5 3 1 4,5 6 15 6,3 12 54,6

1977 7,3 5 2,7 2 0 2,3 0 1 4,8 3,6 7,6 7,8 44,1

1978 0,2 0,7 0,2 0 1 2,2 0 0,4 3,4 9,3 3,9 5,7 27

1979 10,1 1,5 1 1,7 2 0,9 0,2 0,5 0 2,1 6,7 24,1 50,8

1980 4 1 0 3,3 1,5 0 0 0,8 2,7 7,6 1 0 21,9

1981 1,2 0,9 0 0 0 0 1,5 0,6 0,5 5 3 6,5 19,2

1982 0 0 0 0 1 0 0 15 15 84,1 10 0 125,1

1983 0 23,2 1,8 0 5 0 1 0,6 0,5 47,9 33,9 3,5 117,4

1984 0 1,7 49,2 31 19,2 0 7 5,3 1 9,2 7 26,4 157

1985 0,5 5 0,4 0 0 4,8 3,6 7,6 34,2 52,2 13,1 6,3 127,7

1986 34 1 0 0,2 43 0 0 0 15,5 0 9,6 21,9 125,2

1987 5 2,7 2 33 2 0 6 34 6,2 4 1 0 95,9

1988 3,4 9,3 0,6 0,2 0,7 0,2 3,3 8,1 10,6 2,8 4,7 7 50,9

1989 6,8 4,1 0 7,3 1,9 0 1,1 0 4,6 18,5 5,3 0 49,6

1990 4,7 5,6 2,1 0 0 0,9 0 3,6 3,3 17,7 9,4 7,6 54,9

L’analyse de ce tableau, montre une irrégularité temporelle des précipitations. Elles sont

importantes durant la période de Novembre, Décembre et Janvier. Par contre elles

deviennent faibles durant les mois de Juin, Juillet et Août. Le reste de l’année elles varient

entre 1mm à 15mm par mois.


30

Fig. 6 : Variations interannuelles des précipitations.

La variation temporelle de ces précipitations annuelles (figure 6), montre que le régime

annuel est très irrégulier d’une année à l’autre

Fig. 7: Variation spatio-temporelle des précipitations

72.48

0

20

40

60

80

100

120

140

160

180

1973 1974 1975 1976 1977 1978 1979 1980 1981 1982 1983 1984 1985 1986 1987 1988 1989 1990

Pluies Moyenne

0

20

40

60

80

100

120

140

160

PR

éCIP

ITA

TIO

N

ANNéE DE RéFERENCE


31

b) PRECIPITATIONS MENSUELS

Les valeurs moyennes mensuelles relatives à la période (1973/1990), traduisent

bien les variations mensuelles et saisonnières de la distribution des précipitations à l’échelle

annuelle, la figure 8 fait apparaitre deux périodes bien distinctes :

- Une période sèche qui correspond à la saison d’été, caractérisée par un déficit

pluviométrique bien marqué.

- Une période pluvieuse qui correspond au reste de l’année.

Les précipitations moyennes mensuelles de la période d’observation (1973/1990), sont

présentées dans le tableau 9 et montrent que pour la station de Brézina, la valeur maximale

est observée en mois d’octobre avec 16,21mm.

Tableau 10 : Valeurs mensuelles des précipitations

MOIS MOY

JANVIER 5,37

FEVRIER 4,04

MARS 3,42

AVRIL 4,59

MAI 4,43

JUIN 0,82

JUILLET 1,68

AOUT 5,38

SEPREMBRE 8,28

OCTOBRE 16,21

NOVEMBRE 8,24

DECEMBRE 10,01


32

Fig. 8 : variation des precipitations mensuels

c) PRECIPITATIONS SAISONIERES :

La distribution saisonnière des précipitations (Figure 9), montre que l’Automne est la

saison la plus humide avec un pourcentage qui représente 45% par rapport au total annuel.

La saison d’hiver et de printemps représentent respectivement 26% et 17%. Par contre l’été,

représente la saison sèche, pendant laquelle les précipitations sont assez rares et ne

représentent que 10% du total annuelle figure 9.

Tableau 11: Distribution saisonnière des précipitations moyennes

SAISON AUTOMNE HIVER PRINTEMPS ÉTÉ ANNUEL

MOY 32,73 19,42 12,44 7,88 72,47

0

2

4

6

8

10

12

14

16

18

5.37

4.043.42

4.59 4.43

0.821.68

5.38

8.28

16.21

8.24

10.01

PR

ECIP

ITA

TIO

NS

MOIS


33

Fig. 9: Variation saisonnière des précipitations moyennes

III.1.3. Analyse statistique des séries pluviomètriques.

III.1.3.1. Ajustement des précipitations annuelles.

Les séries pluviomètriques utilisées dans cette analyse, sont ceux de la station de

Brézina. L’analyse porte sur les précipitations allant de 1973 à 1990, soit 17 années

d’observations. Le but recherché dans cette étude est de trouver une loi d’ajustement de la

distribution des pluies annuelles afin d’estimer les paramètres d’ajustement figure 10. Les

résultats de calcul de ces paramètres sont donnés dans le tableau 13.

a. Précipitation moyenne annuelles :

La valeur de précipitation moyenne annuelle se calcule suivant la formule ci-dessous en

utilisant les données présentes dans le tableau :

𝑃𝑚𝑜𝑦 =1

𝑛∑ 𝑃𝑖

Pour notre cas Pmoy=72,48 mm

0

5

10

15

20

25

30

35

AUTOMNE HIVER PRINTEMPS ÉTÉ

32.73

19.42

12.44

7.88


34

b. La variance :

La variance se calcule par la formule suivante en se basant sur la valeur de précipitation

moyenne annuelle déjà calculé :

𝑣2 = ∑1

𝑛(𝑥𝑖 − 𝑃𝑚𝑜𝑦)

2

Pour notre cas v²=1787,43 mm

c. L’écart type :

Pour calculer l’écart-type on utilise la relation suivante basée sur la

variance déjà calculée avant

𝝈 = √𝒗𝟐

Pour notre cas 𝛔=42,28 mm

d. Coefficient de variation :

Le coefficient de variation Cv est le rapport entre l’écart-type 𝛔 et la valeur de

précipitation moyenne annuelle :

𝐶𝑣 =𝜎

𝑃𝑚𝑜𝑦

Cv=0,58

e. Loi d’ajustement :

À la base d'un test statistique, il y a la formulation d'une hypothèse appelée hypothèse

zéro (H0). Dans le cas présent, elle suppose que toutes les données considérées dérivent

de la même loi de probabilité (ou, dit différemment, la distribution observée n'est pas

différente de la distribution supposée d'après la loi que l'on souhaite tester).

Ces données ayant été réparties en classes, il faut :

➢ Déterminer le nombre de degrés de liberté du problème à partir du nombre de

classes ;


35

➢ Se donner a priori un risque de se tromper (la valeur 5 % est souvent choisie par

défaut, mais il s'agit plus souvent d'une coutume que du résultat d'une réflexion) ;

➢ À l'aide d'une table de χ², déduire en tenant compte du nombre de degrés de

liberté

On doit d’abord classer la série des précipitations étudiée par ordre en partant de la plus

petite valeur jusqu’à la plus grande (tableau 12).

Tableau 12 : Classement des précipitations annuelles par ordre croissante

Deuxièmes il faut diviser cette série de précipitation en classe, le nombre de ces classes

est déterminé par :

𝑘 = √𝑛 →k = 4,24 ≈ 4 classes

➢ Le test de X² (chi-carrée) :

Rang Précipitation

annuelle

1 19,2

2 21,9

3 27

4 38,1

5 44,1

6 49,6

7 50,8

8 50,9

9 54,6

10 54,9

11 56,2

12 89

13 95,9

14 117,4

15 125,1

16 125,2

17 127,7

18 157


36

Tableau 13 : Calcul du X2Calculée

Classe

Intervalle des précipitations

Effective observé ni

Effectifs théoriques

(𝒏𝒊 − 𝒏. 𝒑𝒊)²

𝒏. 𝒑𝒊

1

19,2≤X1≤53,65 8 4,5 2,72

2

53,65≤X2≤88,1 3 4,5 0,50

3

88,1≤X3≤122,55 3 4,5 0,50

4

122,55≤X4≤157 4 4,5 0,06

X²=Σ (𝒏𝒊−𝒏𝒑𝒊)²

𝒏𝒑𝒊 avec npi =

𝒏

𝒌

n : nombre d’années. K : nombre de classe

X² calculé = 3,78

Calcul du degré de liberté :

Le degré de liberté V est calculé comme suit :

V=K – r – 1.

V=4-2-1=1

Donc d’après le tableau de Gauss nous lisons V à 95% en considérant 5% d’erreur

(100% - 5% = 95%)

On a X²Tabulée = 3,84

Nous avons les deux valeurs de X²Tabulée et X²Calculée, par comparaison on trouve que la

valeur du X²Calculée est inférieur à celle du X²Tabulée (X2Calculée<X2

Tabulée), donc l’ajustement se

fait selon la loi normale.

III.1.3.2. Calcul des précipitations pour les périodes de récurrence données :

D’après l’ajustement des précipitations qu’on a déjà fait nous avons confirmé l’utilisation

de la loi normale dans le calcul des valeurs des précipitations pour les périodes de

récurrence données.


37

L’équation de la loi normale est :

𝑃 = 𝑃𝑚𝑜𝑦 + (𝝈. µ)

Avec µ varie selon la période de récurrence :

➢ 10 Ans → µ=1,28

➢ 50 Ans → µ=2,05

➢ 100 Ans → µ=2,32

Tableau 14 : Variation des précipitations pour les périodes de récurrence

Précipitations

P10 126,59

P50 159,15

P100 170,56

III.1.3.3. Ajustement graphique des précipitations :

Fig. 10: Ajustement à la loi normale des précipitations annuelles.


38

D’après ce résultat et après l’utilisation du logiciel STATISTICA, on obtient une série de

points alignés au tour de la droite d’HENRY.

III.2. Etude des températures :

Les températures représentent un facteur important dans la détermination du type de

climat d’une région. Ces températures sont caractérisées par des observations maximales,

minimales et moyennes, reflétant ainsi les fluctuations annuelles et saisonnières des

pressions atmosphériques.

D’après les valeurs des températures journalières constatées au niveau de la station

météorologique de la ville de Brézina, nous avons pu remplir le tableau si dessous contenant

les valeurs mensuelles de la température au niveau du bassin versant d’Oued Seggueur

durant la période d’étude.

Tableau 15 : Variation des températures moyennes

ANNEE JANV FEV MARS AVRIL MAI JUIN JUIL AOUT SEPT OCT NOV DEC

1973 13,1 15,0 15,0 17,3 22,0 25,7 30,0 31,5 28,0 23,0 15,0 11,5

1974 12,0 10,0 16,3 18,0 21,8 24,2 27,8 26,4 25,2 19,8 18,5 12,0

1975 14,3 15,3 17,1 20,0 20,9 23,3 25,8 28,3 26,1 21,0 17,0 10,5

1976 13,2 13,5 16,9 19,0 19,6 23,5 29,0 28,8 27,7 20,0 16,0 11,9

1977 12,5 14,5 15,3 18,5 22,7 27,8 28,6 31,1 25,1 23,7 16,1 9,5

1978 12,7 14,6 16,5 17,6 23,3 26,5 28,1 30,0 23,5 19,1 16,8 15,9

1979 10,5 13,5 17,0 15,0 21,0 24,6 28,5 29,8 26,4 24,5 13,8 13,0

1980 13,3 15,1 16,8 18,9 22,0 28,8 27,9 27,5 26,5 19,4 16,7 13,1

1981 10,3 11,0 14,3 17,3 20,8 27,3 30,3 30,5 24,0 21,5 16,5 12,7

1982 12,2 13,4 12,0 17,6 20,2 24,6 28,5 32,2 26,5 24,0 14,5 10,8

1983 10,3 10,3 15,5 15,8 23,7 26,2 27,0 29,6 25,8 23,7 16,4 12,2

1984 10,5 11,0 18,0 17,5 21,5 26,5 31,5 31,0 28,0 23,0 14,0 10,0

1985 9,0 13,0 15,0 19,5 21,5 27,5 32,0 30,0 25,5 19,0 11,0 10,5

1986 10,0 8,5 15,0 19,0 23,5 28,0 31,5 29,5 25,5 21,5 14,5 9,0

1987 12,0 13,5 14,0 17,5 23,5 28,5 29,5 32,5 23,5 20,5 13,5 9,5

1988 8,5 7,0 14,5 20,0 25,0 28,5 33,0 31,5 26,5 23,5 14,0 10,5

1989 6,0 11,0 14,5 20,0 25,0 27,0 32,0 31,5 25,5 22,5 16,0 10,0

1990 11,0 11,5 14,5 17,0 21,5 28,5 31,5 27,5 29,0 23,0 12,0 9,5

Tableau 16: Variation moyenne mensuelle des températures

MOIS SEPT OCT NOV DEC JANV FEV MARS AVRIL MAI JUIN JUIL AOUT

Température moyenne

26 21,81 15,12 11,22 11,17 12,31 15,44 18,06 22,18 26,48 29,58 29,94


39

La température moyenne annuelle est de 19°C, les températures varient entre 11,17°C

enregistrées au mois du Janvier et 29,9°C au mois d’Août

Fig. 11: Courbe de répartitions des températures moyennes mensuelles

Nous pouvons considérer que l’année se répartit en deux saisons :

L’examen du tableau 15, montre que le bassin de l’oued Seggueur subit durant l’année

deux grandes saisons, qui semblent partager le cycle climatique en deux grandes périodes

nettement égales mais irrégulières figure 11. Un semestre continental très froid, s’étend de

Novembre à Avril, dont la température minimale avoisine les 6°C, et un semestre sec et

chaud avec une moyenne des maximas de 29,5°C. On note l’occurrence du sirocco, un vent

chaud et chargé de sable pendant la saison estivale qui sévit à raison de 3 à 4 jours par

mois. Durant la période hivernale et sous l’influence continentale, les températures

saisonnières, s’abaissent parfois en dessous de 0°C, d’où l’apparition de phénomène de

gelée et de verglas. A la lumière de ces résultats, on peut dire que la zone d’étude connait

des hivers assez froids (rigoureux) et des étés assez chauds.

26

21.81

15.12

11.22 11.1712.31

15.44

18.06

22.18

26.48

29.58 29.94

0

5

10

15

20

25

30

35

SEPT OCT NOV DEC JANV FEV MARS AVRIL MAI JUIN JUIL AOUT

Température


40

Fig.12 : Courbe pluviothérmique

Le mois le plus sec est celui où le total moyen des précipitations (mm) est égal ou

inférieur au double de la température ; la courbe pluviothermique (figure 12) permet de

visualiser :

➢ Une période sèche qui s’étend du mois de Mars au mois de Septembre.

➢ Une période humide qui s’étale d’Octobre à Février.

III.3. Evapotranspiration :

L’évapotranspiration est un phénomène extrêmement complexe, faisant intervenir des

paramètres aérodynamiques, énergétiques et biologiques. Ainsi, parmi les termes du cycle

de l’eau, c’est sans doute le plus difficile à quantifier. A l’échelle qui nous intéresse, celle du

bassin versant, ce phénomène n’est pas directement mesurable et il est donc souvent

représenté de manière simplifiée dans les modèles hydrologiques, notamment dans les

modèles pluie-débit. Une variable intermédiaire y est utilisée, l’évapotranspiration potentielle

(Oudin, 2004).

0

5

10

15

20

25

30

35

0

2

4

6

8

10

12

14

16

18

Courbe pluviothermique de Bagnouls et Gaussen

Précipitation Température


41

III.3.1. Formule de THORNTHWAITE (1948)

THORNTHWAITE, en 1948 est le premier à introduire le concept d’évapotranspiration

potentielle, il a proposé également une formule basée essentiellement sur les températures

de l’air :

E= ETP = 1,6 (10𝑡

𝐼)a *K et

Avec : I=∑ 𝑖121 , i = (

𝑡

5)1,514

Et a= (1,6/100) *100 I - 0,5

K = 0.49 + 1.8(I/100) – 0.77(I/100) ² + 0.67(I/100)3,

t : Température moyenne mensuelle du mois considéré ;

ETP : évapotranspiration potentielle du mois considéré (en mm d’eau) ;

K : est un coefficient d’ajustement mensuel en fonction de la latitude et la durée du jour.

III.3.2. Formule de TURC (1945):

ETP = 0,4 (Ig +50) k t/(t+15).

Avec :

ETP : évapotranspiration potentielle mensuelle (en mm d’eau) ;

T : Température moyenne mensuelle de l’air (en °C) ;

Ig : radiation globale moyenne mensuelle reçue au sol (en calorie/cm²/jour).

Ig = IgA (0,18+ 0,62 h/H)

IgA : radiation globale théorique

H : durées théoriques des jours du mois.

K : un coefficient égal à 1 si l’humidité relative hr est supérieur à 50%.


42

Tableau 17: Calcul de l’ETP d’après la Méthode de Turc et THORNTHWAITE

T(C°) ETP

(TURC) ETP(THORNTHWAITE)

19 1029,69 1017,3

Tableau 17: Evapotranspiration annuelle d’après Turc & THORNTHAITE

Année Turc THORNTHWAITE

1973 1044,09 1027,28

1974 1017,3 1007,46

1975 1032,57 1023,3

1976 1030,84 1021,07

1977 1041,75 1025,67

1978 1042,63 1028,8

1979 1025,23 1011,15

1980 1045,39 1026,36

1981 1023,87 1009,77

1982 1022,25 1012,13

1983 1023,36 1013,6

1984 1034,15 1023,58

1985 1020,04 1006,32

1986 1021,37 1013,7

1987 1028,97 1017,6

1988 1029,28 1019,12

1989 1028,62 1009,54

1990 1022,73 1011,09

MOYENNE 1029,69 1017,09

Fig. 13: Variation des ETP de Turc et THORNTHWAITE.

980

990

1000

1010

1020

1030

1040

1050

1973 1974 1975 1976 1977 1978 1979 1980 1981 1982 1983 1984 1985 1986 1987 1988 1989 1990

Turc THORNTHWAITE


43

III.4. Débits annuels :

Le débit moyen annuel ou écoulement moyen annuel est une notion fondamentale en

hydrologie. Il dépend essentiellement de la distribution des précipitations et de leur intensité,

mais il est fonction également du relief du bassin et de ses caractéristiques physico-

géologiques. Le débit moyen annuel est mesuré à l’exutoire du bassin versant, il est exprimé

en m3/s.

Nous disposons actuellement de séries de données hydrométriques représentant 17

années d’observations. Les données sont fournies par les services de l’A.N.R.H (Agence

Nationale des Ressources Hydriques.

La station retenue pour cette étude est la station hydromètrique de l’oued Seggueur.

Cette station est située à l’exutoire du bassin versant, car elle intègre 95% de sa superficie,

ce qui justifie le choix porté sur cette station pour la quantification des débits liquides

déversés par l’oued Seggueur Les coordonnées de cette station sont consignées dans le

tableau II.11

Tableau II.11 Coordonnées de la station hydrométrique (oued Seggueur).

Station

Code

X

Y

Z

Période d’observation

Kheneg

Larouia

Brézina

00°32’ 32°52’ 903m

1973/1990

En Algérie, l’année hydrologique adoptée par les services de l’ANRH, correspond à l’année

climatique allant de septembre à août. Afin d’utiliser convenablement la documentation

hydrologique fournie par ses services, nous retienderons cette année de référence.

III.4.1. Analyse des débits annuels

La variation annuelle des débits tableau 18, montre une fluctuation importante des

débits d’une année à l’autre. Sur les dix septs dernières années, onze année ont affichées

des débits inférieur à la moyenne interannuelle. L’année la plus sèche était celle de 1983,

avec un débit observé de 0,05m3/s..


44

Nous remarquons aussi, d’après la figure II.10, une importante lame d’eau écoulée 1,89

m3/s soit une lame écoulée de (42,65mm), enregistrée au niveau de la station

hydrométrique. Cela est dû essentiellement aux précipitations relativement fortes qu’a connu

la région (117,4mm) durant l’année 1983/1984. Le module interannuel de la série est de 0,84

m3/s, débit relativement faible qui s’explique par la faiblesse des précipitations enregistrées

durant ces derniers années. Les valeurs des apports annuels durant la période d’étude

(1973/1990) varient de 1,62 .106 m3 à 59,70 .106 m3

Tableau 18 : les apports et les débits moyens annuels

ANNEE APPORT

TOT (106 m3)

DEBIT

1973 4,43 0,14

1974 4,95 0,16

1975 39,26 1,24

1976 54,11 1,72

1977 7,18 0,23

1978 9,59 0,30

1979 22,53 0,71

1980 31,66 1,00

1981 36,07 1,14

1982 40,4 1,28

1983 1,62 0,05

1984 33,45 1,06

1985 59,7 1,89

1986 6,3 0,20

1987 36,1 1,14

1988 29,6 0,94

1989 7,55 0,24

1990 53,3 1,69


45

Fig. 14: Variation interannuelle des modules annuels

III.4.2. Ajustement des débits annuels :

L’analyse fréquentielle des débits annuels, présente un grand intérêt dans l’élaboration

des projets d’aménagements hydrauliques. Dans ce travail, nous essayons de trouver une loi

d’ajustement de la distribution des débits annuels. La variabilité des débits sur la période

considérée, mise en evidence par les coefficients de variation, nous laise penser à un

ajustement de type Log-normal. Pour vérifier cette adéquation, nous passons à l’ajustement

graphique puis au test du χ2.

a. Débit moyen annuel :

La valeur de débit moyen annuel se calcule suivant la formule ci-dessous en utilisant les

données présentes dans le tableau :

𝑄𝑚𝑜𝑦 =1

𝑛∑ 𝑄𝑖

Pour notre cas Qmoy=0,84 m3/s

b. La variance :

La variance se calcule par la formule suivante en se basant sur la valeur du débit moyen

annuel déjà calculé :

0.00

0.20

0.40

0.60

0.80

1.00

1.20

1.40

1.60

1.80

2.00

1973 1974 1975 1976 1977 1978 1979 1980 1981 1982 1983 1984 1985 1986 1987 1988 1989 1990

Dé

BIT

EN

M3

/S

ANNéE

DEBIT MOYENNE


46

𝑣2 = ∑1

𝑛(𝑥𝑖 − 𝑄𝑚𝑜𝑦)

2

Pour notre cas v²=0,37 m3/s

c. L’écart type :

Pour calculer l’écart-type on utilise la relation suivante basée sur la

variance déjà calculée avant

𝝈 = √𝒗𝟐

Pour notre cas 𝛔=0,61 m3/s

d. Coefficient de variation :

Le coefficient de variation Cv est le rapport entre l’écart-type 𝛔 et la valeur du débit

moyen annuel :

𝐶𝑣 =𝜎

𝑄𝑚𝑜𝑦

Cv=0,72

On remarque que notre coefficient de variation est supérieur à 0,3 (0,72>0,3) donc nous

supposons que l’ajustement sera selon la loi Log-Normal, ce que nous allons le confirmer

par suite.

e. Loi d’ajustement :

À la base d'un test statistique, il y a la formulation d'une hypothèse appelée hypothèse

zéro (H0). Dans le cas présent, elle suppose que toutes les données considérées dérivent

de la même loi de probabilité (ou, dit différemment, la distribution observée n'est pas

différente de la distribution supposée d'après la loi que l'on souhaite tester).

Ces données ayant été réparties en classes, il faut :

➢ Déterminer le nombre de degrés de liberté du problème à partir du nombre de

classes ;

➢ Se donner a priori un risque de se tromper (la valeur 5 % est souvent choisie par

défaut, mais il s'agit plus souvent d'une coutume que du résultat d'une réflexion) ;


47

➢ À l'aide d'une table de χ², déduire en tenant compte du nombre de degrés de liberté

la distance critique qui a une probabilité de dépassement égale à ce risque ;

On doit d’abord classer les débits annuels par ordre en partant du plus petit jusqu’au

grand comme suit :

Tableau 19 : classement des débits annuels par ordre croissant

Rang Débit

annuel

1 0,05

2 0,14

3 0,16

4 0,20

5 0,23

6 0,24

7 0,30

8 0,71

9 0,94

10 1,00

11 1,06

12 1,14

13 1,14

14 1,24

15 1,28

16 1,69

17 1,72

18 1,89

Deuxièmes il faut diviser cette série des débits en classes, le nombre de ces classes est

déterminé par :

𝑘 = √𝑛 →k=4,24 ≈ 4 classes

➢ Le test de X² (chi-carrée) :

Tableau 20 : Calcul du X2Tabulée

Classe

Intervalle des précipitations

Effective observé ni

Effectifs théoriques

(𝒏𝒊 − 𝒏. 𝒑𝒊)²

𝒏. 𝒑𝒊

1

0,05<X1<0,51

7 4,5 1,39

2

0,51<X2<0,97 2 4,5 1,39

3

0,97<X3<1,43 6 4,5 0,50

4

1,43<X4<1,89 3 4,5 0,50


48

X²=Σ (𝒏𝒊−𝒏𝒑𝒊)²

𝒏𝒑𝒊 avec npi =

𝒏

𝒌

n : nombre d’années. K : nombre de classe

X² calculé = 3,78

f. Calcul du degré de liberté :

Le degré de liberté V est calculé comme suit :

V=K – r – 1.

V=4-2-1 = 1

Donc d’après le tableau de Gauss nous lisons V à 95% en considérant 5% d’erreur

(100%-5%=95%)

On a X²Tabulée = 3,84

Nous avons les deux valeurs de X²Tabulée et X²Calculée, par comparaison on trouve que la

valeur du X²Calculée est inférieur à celle du X²Tabulée (X2Calculée<X2

Tabulée), donc l’ajustement se

fait selon la loi Log - normale.

III.4.3. Calcul des débits pour les périodes de récurrence données :

D’après l’ajustement qu’on a déjà fait nous avons confirmé l’utilisation de la loi Log-

normale dans le calcul des valeurs des débits pour les périodes de récurrence données.

L’équation de la loi normale est :

log 𝑄 = (−2,4 × 𝜎) + (0,41 × µ)

Avec µ varie selon la période de récurrence :

➢ 10 Ans → µ = 1,28

➢ 50 Ans → µ = 2,05

➢ 100 Ans → µ = 2,32

Donc :


49

Tableau 21 Calcul des débits pour les périodes de récurrence

Débits

Q10 0,12

Q50 0,24

Q100 0,31

III.4.4. Ajustement graphique des débits annuels :

Fig. 15: Ajustement à la loi normale des débits annuelles.


50

III.5. Etude des débits mensuels :

Les relevés des débits d’un cours d’eau pendant une longue série d’années montrent

des variations saisonnières systématiques (position des hautes et basses eaux) en fonction

des principaux facteurs influençant l’écoulement. La répartition mensuelle des débits est

alors utilisée pour classifier le régime d’écoulement d’une rivière tableau 22. . Ces régimes

peuvent êrtre traduits par divers critères numériques et graphiques. Dans ce travail, on

retiendra, principalement le coefficient mensuel des débits (C.M.D)

Tableau 22. Variation des débits moyens mensuels

MOIS JANV FEV MARS AVRIL MAI JUIN JUIL AOUT SEP OCT NOV DEC

Débits moy(m3/s)

2,73 1,04 1,79 0,62 0,44 0,11 0,84 0,8 1,09 0,33 0,29 0,16

Fig. 16: Variations mensuelles des lames d’eau écoulées

III.5.1. Coefficient mensuel de débits.

On définit le coefficient mensuel de débit, comme le rapport du débit moyen mensuel

au module inter-annuel de la période considérée (calculé sur un certain nombre d’années).

0

0.5

1

1.5

2

2.5

3

SEP OCT NOV DEC JANV FEV MARS AVRIL MAI JUIN JUIL AOUT

Débits moyens


51

Le module interannuel se calcul (moyenne arithmétique) sur une série d’observations de

plusieurs années. Le coefficient mensuel de débits (CMD), permet la comparaison des

variations saisonnières du régime d’un cours d’eau. Les CMD inférieurs à l’unité

correspondent aux mois des basses eaux et les CMD supérieurs à l’unité représentent les

mois des hautes eaux.

L’analyse de la figure 16, et le tableau 22, montrent que le débit maximal est observé

au mois de Janvier, alors que le débit minimal est enregistrés en Juin. Dans le cas de l’oued

Seggueur, la période des hautes eaux est nettement précoce puisqu’elle apparait au début

de septembre. A l’instar des régions semi-arides, la région d’El Bayadh est caractérisée par

des orages violents qui surviennent en septembre, Octobre, et éventuellement Novembre. La

moyenne mensuelle maximale de 2,73 m3/s est observée en janvier.

La période des basses eaux est plus précoce encore, puisqu’elle commence à partir de

Décembre. Ceci peut s’expliquer a priori par les variations saisonnières de précipitations, et

aux effets importants de la température de la région, qui accentue l’evapotranspiration

(ETP). Aujourd’hui, il apparait clairement que les régimes hydrologiques dépendent en

grande partie des précipitations, et des températures (évaporation).

III.6. Hydraulicité.

Les mesures hydromètriques permettent de montrer les variations des débits d’une

année à une autre. Dans le tableau 21, nous avons présenté les valeurs de l’hydraulicité

calculée durant les 17 dernières années. L’analyse de ce tableau, montre que les années de

faible hydraulicité (K=Qi/Qmoy) sont les plus prépondérantes.


52

Tableau 23 : Variation de l’hydraulicité en fonction du débit

ANEE DEBIT K

1973 0,14 0,17

1974 0,16 0,19

1975 1,24 1,48

1976 1,72 2,04

1977 0,23 0,27

1978 0,30 0,36

1979 0,71 0,85

1980 1,00 1,2

1981 1,14 1,36

1982 1,28 1,53

1983 0,05 0,06

1984 1,06 1,26

1985 1,89 2,25

1986 0,20 0,24

1987 1,14 1,36

1988 0,94 1,12

1989 0,24 0,29

1990 1,69 2,01

On remarque que l’hydraulicité K est supérieur à 1 pour les années (1975, 1976, 1980,

1981, 1982, 1984, 1985, 1987, 1988 et 1990) ce qui signifie que ces années présentent une

forte hydraulicité, par contre le reste de la période d’observation présentent une faible

hydraulicité.


53

Fig. 17: Coefficient mensuel des débits.

a) Variations saisonnières des débits :

La distribution saisonnière des lames d’eau écoulées montre que c’est à l’automne que

s’effectue l’essentiel des écoulements avec un pourcentage de 54,3 %, suivit du printemps

avec 26,6%.

Tableau 22: Distribution saisonnières des débits moyens.

MOIS Automne Hiver Printemps Eté

Débits moy 5,56 1,17 2,73 0,78

Pourcentage 54,30 11,43 26,66 7,62

0

0.5

1

1.5

2

2.5

3

3.5co

ef

me

nsu

el d

u d

éb

it

mois

COEFFICIENT MENSUEL module


54

Fig. 18: Variations saisonnières des lames d’eau écoulées.

Fig. 19: Variations saisonnières des pourcentages des lames d’eau écoulées.

0

1

2

3

4

5

6

Automne Hiver Printemps Eté

5.56

1.17

2.73

0.78

Déb

itsm

oye

n m

ensu

el

Saison

54%

11%

27%

8%

Pourcentage du débit moyen

Automne Hiver Printemps Eté


55

III.7. Analyse des crues :

La crue dépend essentiellement de l’abondance et de l’intensité de la pluie : son

évolution obéit principalement à la puissance et l’intensité de l’averse. Sa vitesse est

largement influencée par le couvert végétal, la lithologie, par des paramètres morpho-

métriques du bassin (indice de compacité, densité de drainage, rapport des confluences et

des longueurs, la pente des talwegs et la forme du lit) Cosendey et Robinson (2000). Plus

une crue est importante et plus elle aura de capacité à transporter les sédiments du lit du

cours d’eau. En effet, plus la pente sera importante et le lit étroit, plus la capacité de

charriage du cours d’eau sera importante et plus la rivière aura tendance à dissiper sa

capacité de charriage en érodant son fond et ses berges. A l’inverse, plus la pente sera

faible et le lit large, plus la rivière perdra sa capacité de charriage et aura tendance à

déposer les matériaux qu’elle transporte, créant soit des zones d’atterrissements soit un

exhaussement plus global du lit. Les volumes totaux écoulés pendant les crues, ainsi que les

débits max et spécifiques pour différents temps de retour sont reportés dans le tableau 23.

Tableau 23: Paramètre caractéristique des crues.

Temps de retour

Qmax (m3/s) qmax

(l/s/Km²) V (hm3)

2 224 61 5,29

5 489 133 14,06

10 706 192 23,26

20 935 254 31,65

50 1260 342 45,98

100 1501 408 57,24

1000 2345 637 100,07

10000 3203 870 147,86


56

CONCLUSION GENERALE :

Le bassin versant de l’oued Seggueur se caractérise par sa grande superficie

avec une forme plutôt allongé. Le relief du bassin est classé comme un relief de type

assez faible de nature montagneuse avec des côtes varient entre 1926 m et 874 m

soit une cote moyenne de 1245 m.

La structure lithologique a une faible perméabilité qui permet au bassin d’avoir un

temps de concentration assez important (7h), le bassin versant d’oued Seggueur est

assez mal drainé avec une densité de drainage de (2319 Km/Km²) et une fréquence

des cours d’eau de l’ordre (2,92). Avec un rapport de confluence de (6,46) on

considère que le réseau hydrographique, de notre bassin témoignent d’un chevelu

hydrographique bien hiérarchisé fortement dense, mais assez ramifié.

L’analyse des précipitations observés au niveau de la station Kheneg Larouia de

la ville du Brézina nous montre une irrégularité temporelle, les précipitations sont

importantes durant la période de Novembre, Décembre et Janvier. Par contre elles

s’annulent durant les mois de Juin, Juillet et Août. Le reste de l’année elles varient

entre 1mm à 15mm par mois.

L’analyse des données pluviométriques sur les 17 années considérées, montre

clairement un déficit pluviométrique. La station retenue dans cette étude affiche des

précipitations inférieures par rapport à la moyenne.

Le bilan thermique est caractérisé par des fluctuations importantes de

températures puisque nous assistons à des hausses de températures qui peuvent

atteindre parfois les 44°C. Ceci accentue le phénomène de l’évapotranspiration.

La diminution de la pluviométrie associée à l’accroissement considérable de la

température durant les deux dernières décennies a beaucoup influencé le régime

des écoulements dans l’oued Seggueur. Le module interannuel de la série est de

0,83 m3/s, valeur relativement faible par rapport à d’autres bassins versant voisins.


57

L’analyse statistique du test graphique des débits moyens annuels montre qu’ils

s’ajustent bien à la loi log-normal.

L’étude statistique des conditions climatiques, met en évidence une variation des

précipitations. L’ajustement de ces valeurs suit la Loi Normal.

L’analyse statistique du test graphique des débits moyens annuels montre qu’ils

s’ajustent bien de la loi Log-Normale.


58

REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES

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Télédétection Et Des SIG Pour La Modélisation Hydrologique Du Bassin Versant De

Brezina, Rev. Le Journal de l’Eau et de l’Environnement.

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l’Algérie. Rev, LJEE N°24 & 25.

Chaumont M, Paquin C. (1971). Carte pluviométrique de l’Algérie, éch. 1/50000.

Afrique du nord, Alger. 4 feuilles, 1notice.

Cosandey C., Robinson., (2000). Hydrologie continentale p 360.128 fig. Ed.

Armand Colin.

Horton RE. (1993). The infiltration in the hydrologic cycle. Trans. Am. Géophys,

Union, 14 : 446 – 460.

Isnard H. (1950) La répartition saisonnière des pluies en Algérie, In : Annales de

Géographie, t. 59, n°317, pp. 354-361

Medinger G. (1956). Hauteurs de pluies en Algérie moyenne (1913-1953), recueil

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Roche M. (1963). Hydrologie de surface. Paris, Gauthier Villars. 430p.

Seltzer P. (1946). Le climat de l’Algérie, Univ. Alger. Inst. Météo et physique du

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université de Nice, France.

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