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Chap. 10 ELEMENTS DE BASE DE L’HYDROLOGIE (HUMIDITE, PRECIPITATION,

REGIME, DEBIT…)

- Décrire et expliquer le cycle de l’eau ;

- Décrire et expliquer le mécanisme de formation des précipitations ;

- Présenter les types de précipitations ;

- Présenter les différents régimes de cours d’eau ;

-

INTRODUCTION

L’hydrologie est une science qui a pour objet l’étude de l’eau et de sa circulation naturelle à la

surface de la Terre.

L’hydrologie étudie l’eau sous ses trois états (liquide, solide, gazeux) : l’eau liquide

s’évapore, la neige se sublime1 ou retourne à l’état liquide, la vapeur d’eau se condense et les

précipitations tombent en pluie ou en neige qui alimentent les cours d’eau et les glaciers ;

ceux-ci s’écoulent à la surface des continents et ramènent l’eau à l’océan mondial. En hiver

ou dans les régions froides (hautes montagnes ou hautes latitudes), le sol peut contenir de

l’eau congelée. Le cycle de l’eau est commandé par ses changements d’états incessants.

I- LE CYCLE DE L’EAU

Cycle de l'eau (schéma global)

Sous l'action de l'énergie solaire, l'eau, dans un mouvement incessant, s'évapore et retombe sous forme de

pluie, de neige ou de grêle, s'infiltre ou ruisselle sur les continents ; après un temps de séjour plus ou moins

long (stockage) dans les végétaux, les sols, les nappes souterraines, les glaciers et les cours d'eau, elle rejoint

l'océan, qui présente une immense surface d'évaporation.

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1 Sublimation : chimie transformation directe (d'un corps) de l'état solide à l'état gazeux sans passage

intermédiaire à l'état liquide

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A- Définition

C’est la circulation continue et permanente de l’eau dans l’atmosphère, à la surface et dans le

sous-sol de la Terre.

Le cycle hydrologique est un concept qui englobe les phénomènes du mouvement et du

renouvellement des eaux sur la terre. Cette définition implique que les mécanismes régissant

le cycle hydrologique ne surviennent pas seulement les uns à la suite des autres, mais sont

aussi concomitants. Le cycle hydrologique n'a donc ni commencement, ni fin.

B- Le mécanisme

Sous l'effet du rayonnement solaire, l'eau évaporée à partir du sol, des océans et des autres

surfaces d'eau, entre dans l'atmosphère. L'élévation d'une masse d'air humide permet le

refroidissement général nécessaire pour l'amener à saturation2 et provoquer la condensation

3

de la vapeur d'eau sous forme de gouttelettes constituant les nuages, en présence de noyaux de

condensation. Puis la vapeur d'eau, transportée et temporairement emmagasinée dans les

nuages, est restituée par le biais des précipitations aux océans et aux continents. Une partie de

la pluie qui tombe peut être interceptée par les végétaux puis être partiellement restituée sous

forme de vapeur à l'atmosphère. La pluie non interceptée atteint le sol. Suivant les conditions

données, elle peut alors s'évaporer directement du sol, s'écouler en surface jusqu'aux cours

d'eau (ruissellement de surface) ou encore s'infiltrer dans le sol. Il peut aussi y avoir

emmagasinement temporaire de l'eau infiltrée sous forme d'humidité dans le sol, que peuvent

utiliser les plantes. Il peut y avoir percolation vers les zones plus profondes pour contribuer au

renouvellement des réserves de la nappe souterraine. Un écoulement à partir de cette dernière

peut rejoindre la surface au niveau des sources ou des cours d'eau. L'évaporation à partir du

sol, des cours d'eau, et la transpiration des plantes complètent ainsi le cycle.

Le cycle de l'eau est donc sujet à des processus complexes et variés parmi lesquels nous

citerons les précipitations, l'évaporation, la transpiration (des végétaux), l'interception, le

ruissellement, l'infiltration, la percolation, l'emmagasinement et les écoulements souterrains

qui constituent les principaux chapitres de l'hydrologie. Ces divers mécanismes sont rendus

possibles par un élément moteur, le soleil, organe vital du cycle hydrologique.

Le cycle de l’eau peut être décomposé en quatre processus distincts : stockage, évaporation,

précipitation et ruissellement. L’eau peut être stockée temporairement dans le sol, les océans, les lacs

et les rivières, ainsi que dans les calottes glaciaires et les glaciers. Elle s’évapore depuis la surface

terrestre, se condense en nuages, retombe sous forme de précipitations (pluie ou neige) sur les

continents et les océans, puis s’écoule, ruisselle et, à nouveau, est stockée ou s’évapore dans

l’atmosphère.

1- Les précipitations

Sont dénommées précipitations toutes les eaux météoriques qui tombent sur la surface de la

terre, tant sous forme liquide (bruine4, pluie

5, averse

6) que sous forme solide (neige

7, grésil

8,

grêle9) et les précipitations déposées ou occultes (rosée

10, gelée blanche

11, givre

12,...).

2 Etat dans lequel vapeur et liquide peuvent coexister en équilibre Exemple : la saturation de l'air

3 Passage de l'état gazeux à l'état solide Exemple : la condensation de la vapeur d'eau. Processus par lequel le

volume d'un gaz diminue et sa densité augmente, en général par liquéfaction, comme dans le cas de la buée,

condensée à partir de la vapeur d'eau. 4 En météorologie : pluie fine et froide La brume est un amas de vapeurs plus ou moins dense qui flotte au-

dessus de la surface de la terre ou de la mer Le brouillard est un nuage produit près du sol par la concentration de

fines gouttelettes d'eau en suspension dans l'air 5 Précipitation atmosphérique sous forme de gouttes d'eau

6 Précipitation atmosphérique abondante, soudaine et qui ne dure pas longtemps.

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Elles sont provoquées par un changement de température ou de pression. La vapeur d'eau de

l'atmosphère se transforme en liquide lorsqu'elle atteint le point de rosée13

par refroidissement

ou augmentation de pression. Pour produire la condensation14

, il faut également la présence de

certains noyaux microscopiques, autour desquels se forment des gouttes d'eau condensées. La

source de ces noyaux peut être océanique (chlorides, en particulier NaCl produit par

l'évaporation de la mer), continentale (poussière, fumée et autres particules entraînées par des

courants d'air ascendants) ou cosmiques (poussières météoriques). Le déclenchement des

précipitations est favorisé par la coalescence des gouttes d'eau. L'accroissement de poids leur

confère une force de gravité suffisante pour vaincre les courants ascendants et la turbulence15

de l'air, et atteindre le sol. Enfin, le parcours des gouttes d'eau ou des flocons de neige doit

être assez court pour éviter l'évaporation totale de la masse. Les précipitations sont exprimées

en intensité (mm/h) ou en lame d'eau précipitée (mm) (rapport de la quantité d'eau précipitée

uniformément répartie sur une surface).

En moyenne, les précipitations quotidiennes représentent environ 300 km3.

Approximativement deux tiers s’évaporent à nouveau dans l’atmosphère, le reste alimentant

le débit des rivières avant de retourner à l’océan. Des orages16

isolés peuvent donner

d’énormes quantités de précipitations. Ainsi, si un système de basses pressions hivernales

provoque, pendant sa durée de vie de plusieurs jours, la chute de quelque 100 km3 d’eau sur la

Terre, un violent orage peut déverser 0,1 km3 d’eau en l’espace de quelques heures sur une

région très limitée.

2- Evaporation et évapotranspiration

7Précipitation de cristaux de glace transparents qui tombent des nuages en flocons blancs et légers. La neige se

forme autour de noyaux de congélation — poussières ou d'autres petites particules dans l'atmosphère — quand la

vapeur d'eau se condense à des températures situées en dessous du point de congélation. Les cristaux

partiellement fondus se collent les uns aux autres pour former des flocons de neige, qui peuvent parfois mesurer

de 7 à 10 cm de diamètre. 8 Précipitation hivernale formée de pluie partiellement gelée. type de précipitation formée de pluie partiellement

gelée. Par temps froid, quand la pluie pénètre une couche d'air très froid à proximité du sol, elle gèle et se

convertit en neige fondue. Cependant, la pluie ne gèle pas entièrement avant d'atteindre le sol. La neige fondue

est habituellement accompagnée de pluie givrante ou de neige. Quand ce type de précipitation tombe sur les

câbles téléphoniques ou les branches d'arbre glacées, elle forme une couche de glace blanc opaque. 9 Précipitation sous forme de grains de glace et de neige habituellement associées en couches alternées.

10 Condensation de la vapeur d'eau sous forme de gouttelettes déposées sur les surfaces froides, le plus souvent

pendant les nuits fraîches des saisons chaudes de l'année. 11

Abaissement de la température entraînant la congélation de l'eau 12

Mince couche de glace qui se forme par cristallisation de l'humidité dans l'air 13

On appelle point de rosée la température à laquelle la rosée (condensation de la vapeur d'eau sous forme de

gouttelettes déposées sur les surfaces froides, le plus souvent pendant les nuits fraîches des saisons chaudes de

l'année.) commence à se former dans une masse d'air donnée contenant de la vapeur d'eau. L'air, à une

température donnée et à pression normale, ne peut contenir qu'une certaine quantité de vapeur d'eau. Cette

quantité autorisée augmente lorsque la température s'élève, et diminue quand la température baisse. Dans la

soirée, après une journée chaude, la température de l'air chute, ce qui provoque la saturation de l'air qui ne peut

plus contenir une telle quantité de vapeur d'eau. C'est pourquoi l'excès de vapeur d'eau se condense alors sous

forme de rosée sur toutes les surfaces, comme celle d'un brin d'herbe ou d'une vitre. 14

Processus par lequel le volume d'un gaz diminue et sa densité augmente, en général par liquéfaction, comme

dans le cas de la buée, condensée à partir de la vapeur d'eau. 15

Agitation de l'atmosphère qui se manifeste notamment par des tourbillons. 16

Perturbation violente de l'atmosphère, accompagnée de pluie, de vent, de tonnerre et d'éclairs.

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L’évaporation est le processus par lequel l’eau se transforme en vapeur d’eau et, sous cette

forme gazeuse, entre dans l’atmosphère. Le passage direct de la glace à l’état gazeux s’appelle

sublimation. Les végétaux perdent de l’eau par les pores des feuilles (évapotranspiration).

Quotidiennement, environ 1 200 km3 d’eau s’évaporent des océans, des surfaces des

continents, des plantes, des glaciers et des calottes glaciaires ; une quantité presque identique

retombe sous forme de précipitations. Si l’évaporation ne compensait pas l’eau perdue par les

précipitations, l’atmosphère deviendrait entièrement sèche en 10 jours.

La vitesse d’évaporation croît avec la température, l’intensité du rayonnement solaire, la

vitesse du vent, l’importance du couvert végétal et le degré d’humidité du sol. Elle décroît

quand l’humidité de l’air croît. Le taux d’évaporation varie de quasiment zéro aux pôles à

plus de 4 m par an au niveau du Gulf Stream. La moyenne est de 1 m par an. Avec ce taux

d’évaporation, et si précipitations et ruissellement cessaient, le niveau de la mer baisserait

d’environ 1 m par an.

3- L'interception et le stockage dans les dépressions

La pluie (ou dans certains cas la neige) peut être retenue par la végétation, puis redistribuée en

une partie qui parvient au sol et une autre qui s'évapore. La partie n'atteignant jamais le sol

forme l'interception. Son importance est difficile à évaluer et souvent marginale sous nos

climats, donc souvent négligée dans la pratique. La quantité d'eau susceptible d'être

interceptée varie considérablement. Si la végétation offre une grande surface basale ou

foliaire, donc un important degré de couverture, la rétention d'eau peut atteindre jusqu'à 30%

de la précipitation totale pour une forêt mixte, 25% pour les prairies et 15% pour les cultures.

Le stockage dans les dépressions est, tout comme l'interception, souvent associé aux pertes.

On définit l'eau de stockage comme l'eau retenue dans les creux et les dépressions du sol

pendant et après une averse.

Les volumes d’eau impliqués dans le cycle de l’eau sont énormes. On estime à 1,4 milliard de

km3 le volume d’eau total sur Terre. Réparti de façon uniforme à la surface du globe, il lui

correspondrait une épaisseur moyenne de 3 km. Plus de 97 p. 100 de ce volume est constitué

par l’eau des océans (eaux salées). L’ensemble des eaux douces représente environ 41

millions de km3 — 33 millions de km

3 sous forme de glaciers, 8 millions de km

3 d’eaux

souterraines17

, 100 000 km3 contenus dans les lacs, 70 000 km

3 dans les eaux des sols.

L’atmosphère contient quant à elle en permanence environ 13 000 km3 d’eau, cette quantité

étant destinée à augmenter si le processus de réchauffement de la Terre persiste, dû à l’effet

de serre.

4- L'infiltration et la percolation

17

Toutes les eaux souterraines s’accumulent, en fait, dans les minuscules vides ou fissures présents dans le sous-

sol et dans les roches. Une infime quantité d’eau est stockée dans des grottes souterraines. À proximité de la

surface terrestre, la majeure partie des sols et des roches sédimentaires sont tellement poreux que l’eau peut

occuper 20 à 40 p. 100 de leur volume. À mesure que croît la profondeur et la pression, les pores et autres vides

dans les roches se referment. Il en résulte que la majeure partie des eaux souterraines se trouvent dans les 8 à 16

km supérieurs de la croûte terrestre.

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L'infiltration désigne le mouvement de l'eau pénétrant dans les couches superficielles du sol

et l'écoulement de cette eau dans le sol et le sous-sol, sous l'action de la gravité et des effets de

pression. La percolation représente plutôt l'infiltration profonde dans le sol, en direction de la

nappe phréatique. Le taux d'infiltration est donné par la tranche ou le volume d'eau qui

s'infiltre par unité de temps (mm/h ou m3/s). La capacité d'infiltration ou l'infiltrabilité est la

tranche d'eau maximale qui peut s'infiltrer par unité de temps dans le sol et dans des

conditions données. L'infiltration est nécessaire pour renouveler le stock d'eau du sol,

alimenter les eaux souterraines et reconstituer les réserves aquifères. De plus, en absorbant

une partie des eaux de précipitation, l'infiltration peut réduire les débits de ruissellement.

5- Le ruissellement

L’eau qui alimente ruisseaux et rivières est appelée ruissellement de surface. Chaque jour,

fleuves et rivières déversent quelque 100 km3 d’eau dans la mer. L’Amazone, le fleuve au

plus fort débit, fournit environ 15 p. 100 de cette eau. Le ruissellement n’est pas constant. Il

décroît au cours des périodes de sécheresse ou des saisons sèches, et augmente pendant la

saison des pluies, les orages et les périodes de fonte des neiges et des glaces.

L’eau atteint les rivières en s’écoulant en surface ou après avoir transité par des aquifères. Le

ruissellement de surface se produit pendant et peu après les pluies torrentielles ou les périodes

de rapide fonte des neiges et des glaces. Il peut provoquer une hausse rapide du niveau des

rivières et donner lieu à des inondations. Le niveau des rivières peut alors augmenter de plus

de 10 m et inonder de larges régions. Il y a dès lors variation du débit de cette rivière.

II- DEBIT ET REGIME DES FLEUVES ET RIVIERES (OU REGIMES

HYDROLOGIQUES)

Le régime hydrologique d'un cours d'eau résume l'ensemble de ses caractéristiques

hydrologiques et son mode de variation ou mode d'alimentation, c'est-à-dire, la nature et

l'origine des hautes eaux (pluviale, nivale ou glaciaire). Il se définit par les variations de son

débit (le débit liquide correspond au volume d'eau écoulé en une seconde en un point donné

d'un cours d'eau. Il se mesure en m3/s).

Les variations du débit d’un cours d’eau peuvent être interannuelles, saisonnières,

journalières ; elles peuvent consister en des pulsations plus ou moins brutales dans un lit

souvent presque à sec.

Chacun de ces critères donne lieu à la définition de plusieurs types de régimes. Mais,

la répartition des débits selon les mois de l'année (variation saisonnière du débit) est le

plus souvent le seul trait retenu pour une classification complète des régimes, tant les

alternances habituelles de hautes et de basses eaux sont apparentes et ont de conséquences

pour les utilisateurs.

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A- Les régimes hydrologiques en fonction de l'apparition et de la fréquence d'événements

hydrologiques extrêmes : crues et étiages18

Le dernier critère de définition des régimes consiste en l'apparition et la fréquence

d'événements hydrologiques extrêmes, les crues et les étiages, qu'il ne faut pas confondre

avec les hautes et les basses eaux saisonnières habituelles, même s'ils en sont parfois

l'exacerbation. Ces épisodes, difficiles à prévoir, sont exceptionnels par leurs causes, leurs

manifestations, leurs conséquences.

1- Les crues19

Gonflements majeurs des cours d'eau, les crues peuvent résulter soit de paroxysmes

pluviaux (de 100 à 200 mm en une heure sur 50 à 200 km2, de 150 à 200 mm en quelques

heures sur 2 000 km2), soit d'averses remarquables par leur durée et leur extension (causes).

Dans le premier cas, la montée des eaux est fulgurante (de 8 à 10 m en quelques heures), et

le débit spécifique maximal énorme, comme au passage des cyclones tropicaux ou lors des

déluges texans, japonais, ou simplement cévenols. Dans le second cas, sur des fleuves longs et

de pente modérée, Mississippi, Huanghe, Amazone..., la montée est lente, le volume

hydrique énorme (plusieurs milliards de mètres cubes pour le Yangzijiang), et les inondations

catastrophiques (manifestations).

Parmi les crues mémorables, celle du Yangzijiang, en 1931, aurait noyé ou écrasé 140 000

personnes ; plus modestement, les crues de la Garonne, au printemps de 1930, celle de la

Seine, à Paris, en janvier 1910, sont de ce type. Dans des régions où sévit le gel, embâcles et

débâcles de glace peuvent être à l'origine d'ondes funestes, comme la célèbre crue du Danube

de 1938 à Budapest. Ce même phénomène, accompagné d'une fusion nivale ou d'averses

pluviales, donne lieu à des débits exceptionnels sur l'Ienisseï ou la Dvina (manifestations).

L'étude des crues est très importante puisqu'elles induisent la plupart du temps de grands

changements au niveau de la morphologie du lit des cours d'eau. Elles peuvent être à l'origine

de catastrophes naturelles, telles que les inondations. Les crues sont souvent liées à des

situations météorologiques exceptionnelles, provoquant de très fortes précipitations ou une La

forme du bassin versant influence le déroulement de la crue. Un bassin versant arrondi

induira une crue avec une pointe souvent bien marquée alors qu'un bassin plus étroit et

allongé induira une crue d'une durée plus importante dont l'amplitude sera cependant plus

réduite. La nature géologique, la topographie ainsi que l'affectation des sols jouent également

un rôle important sur le déroulement des crues.

2- LES ÉTIAGES

Débits exceptionnellement faibles des cours d'eau, les étiages sont dus à des sécheresses

prolongées qu'aggravent des températures élevées. En l'absence de pluie, la seule

alimentation étant celle des sources, un appauvrissement des nappes souterraines au cours

des années ou des saisons précédentes contribue aussi à la faiblesse des débits, ainsi que les

prélèvements d'eau dans les rivières en ces périodes critiques. Les étiages s'établissent

lentement. Au-dessous de débits déjà bas, la décroissance semble se faire sur une même

rivière à un rythme correspondant aux caractères hydrologiques du bassin et qui apparaît dans

la courbe de tarissement.

18

Les termes de crue et d'étiage qualifient les valeurs extrêmes de débit - respectivement les plus fortes et les

plus faibles. Les termes de hautes et basses eaux caractérisent les valeurs respectivement supérieures/inférieures

au débit annuel moyen. 19

La crue est un événement hydrologique ponctuel. Elle ne doit pas être confondue avec les hautes eaux (débits

supérieurs au débit annuel moyen) qui correspondent au gonflement annuel relativement régulier des cours d'eau.

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L'étiage correspond aux plus faibles débits d'un cours d'eau. Comme les crues, il correspond

à un phénomène ponctuel et ne doit pas être assimilé aux basses eaux (débits inférieurs au

débit annuel moyen).

Les étiages ne sont pas d'une grande importance au niveau morphologique. Par contre, ils

influencent les biotopes et peuvent aller jusqu'à interrompre la navigation fluviale.

L'alimentation en eau des collectivités peut également poser problème.

B- Classification des régimes en fonction des variations saisonnières des débits

Une autre classification des régimes des cours d'eau est basée d'une part sur l'allure de la

fluctuation saisonnière20

systématique des débits qu'il présente, et d'autre part sur son mode

d'alimentation, c'est-à-dire, la nature et l'origine des hautes eaux (pluviale, nivale ou

glaciaire). L’application de ce critère de variation saisonnière du débit, appliqué aux rivières

les plus simples, permet à Pardé (1933) de distinguer trois types de régimes :

Régime simple :

Régime mixte : 2 maxima et 2 minima, par an, correspondant à plusieurs modes

d'alimentation.

Régime complexe : plusieurs extremas et modes d'alimentation.

1- Le régime simple

Il est caractérisé par une seule alternance annuelle de hautes et de basses eaux (un maximum

et un minimum mensuels au cours de l'année hydrologique) et, en général, traduit la

prépondérance d’un seul mode d'alimentation (régime glaciaire, nival21

ou pluvial). Ce

caractère peut cependant cacher la combinaison de plusieurs influences et confère ainsi aux

régimes des rivières concernées une simplicité apparente.

1.1. Le régime glaciaire

Le régime glaciaire se retrouve en général quand 15 à 20% du bassin est occupé par des

glaciers. Sous nos climats, le régime glaciaire se caractérise entre autres par :

Ecoulement assez important (pour les régimes rencontrés en Suisse quelques dizaines

l/s/km2

).

Débits très importants en été, par suite de la fonte de la glace ; en Suisse, le maximum

annuel unique et très accentué se place en juillet-août.

Débits très faibles en fin d'automne, hiver, début du printemps (quelques l/s/km2).

Amplitude des variations mensuelles des débits très grande (rapport entre les

coefficients mensuels extrêmes), due au rapport crue/étiage très élevé.

Oscillations du débit entre le jour et la nuit en saison chaude (2 à 3 fois plus important

le jour que la nuit)

Grande régularité d'une année à l'autre du régime car la température est de tous les

paramètres météorologiques le moins irrégulier.

20

La répartition des débits selon les mois de l'année est le plus souvent le seul trait retenu pour une classification

complète des régimes, tant les alternances habituelles de hautes et de basses eaux sont apparentes. 21

Dû à la neige

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Suivant l'altitude moyenne des bassins versants, ces caractéristiques seront plus ou moins

prononcées. Par exemple l'amplitude des variations mensuelles de débits est supérieure à 25

pour les bassins versants de haute altitude (altitude moyenne supérieure à 2500 mètres),et

varie de 12 à 35 pour les bassins de 2300 à 2600 mètres d'altitude moyenne.. Le Rhône en

amont du lac Léman est caractérisé par un régime de type glaciaire (Fig. 9.1 et Fig. 9.3).

1.2. Le régime nival

Le régime nival pur présente sous une forme atténuée certaines des caractéristiques du régime

glaciaire. Le maximum a lieu cependant plus tôt (juin). Il se subdivise en régime nival de

montagne et nival de plaine.

a) Le régime nival de montagne, se retrouve dans les zones montagneuses où la majorité des

précipitations arrive sous forme de neige. Il est caractérisé par :

une fonte progressive de la neige, qui commence d'abord aux altitudes les plus basses

et provoque une crue en mai-juin (pour l'hémisphère Nord)

des basses eaux en été (températures élevées et forte ET0).

La rivière Fraser à Hope aux Canada (Fig. 9.1) est caractérisée par ce régime.

b) Le régime nival de plaine intéresse les régions continentales et maritimes à faible altitude

du nord de l'Europe. Ses caractéristiques sont les suivantes :

Crue violente et brève de printemps (en avril-mai) à la suite de la fusion massive au

printemps des neiges hivernales ; pour une même latitude, la crue en plaine arrive

cependant plus tôt que celle de montagne.

Grande variabilité journalière.

Très grande variabilité au cours de l'année, due à des basses eaux d'été très marquées

(températures élevées et forte ET0)

Grande variabilité interannuelle (les quantités de neige reçues peuvent varier

fortement d'une année à une autre)

Ecoulement important.

Les fleuves sibériens, comme la Lena (Fig. 9.1) ont un régime nival de plaine.

c) On peut aussi distinguer le régime nival de transition que l'on rencontre sur les bassins

versants d'altitude moyenne comprise entre 1200 et 1600 mètres. Il se rapproche davantage

d'un type complexe dans ce sens qu'il présente quatre saisons hydrologiques. Ses

caractéristiques sont les suivantes :

Courbe des coefficients mensuels des débits montrant deux maxima (fort en mai-juin,

et plus modéré en novembre-décembre) et deux minima.

Coefficient minimum, en janvier, de l'ordre de 0,2 à 0,5.

Après un étiage relatif en octobre, on observe en novembre, une légère hausse due à la

pluie, induisant un maximum secondaire de coefficient inférieur à 1.

1.3. Le régime pluvial pur (ou océanique)

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Bien que le régime pluvial appartienne aux régimes simples, il présente des caractéristiques

différentes de celles des régimes précédents. Il se distingue par :

Des Hautes eaux (avec un maximum plus ou moins marqué) en hiver et des basses

eaux en été. Bien qu'il soit fréquent que les pluies de la saison de basses eaux soient

égales ou supérieures à celles de la saison des hautes eaux, les températures étant

élevées, l'évaporation est importante).

Une certaine irrégularité interannuelle ; l'époque du maximum de hautes eaux se

déplace sensiblement d'une année à l'autre suivant le " caprice " des pluies.

Ecoulement généralement assez faible (exemple la Seine: 6 l/s/km2, cf. Fig 9.1)).

C'est le régime des cours d'eau de faible à moyenne altitude (500 - 1000 mètres). Il se retrouve

dans les régions tempérées sans neige.

1.4 Le régime pluvial tropical

On distingue le régime pluvial tropical dont l'allure des courbes de variation de Cm ressemble

au régime glaciaire. Il présente les caractéristiques suivantes :

Sécheresse de la saison froide et abondance des pluies de la saison chaude (de juin à

septembre) ; le maximum se place en fin d'été.

Une grande variabilité des débits au cours de l'année avec des minima pouvant

atteindre des valeurs très faibles. Par exemple à Koulikoro (fleuve Niger), le débit

instantané peut excéder 8000 m3/s en septembre mais rester inférieur à 100 m

3/s à la

fin du printemps (voir aussi Fig. 9.1).

Une relative régularité d'une année à l'autre ; on observe cependant des années

marquées par un net déficit des pluies (cas des années 1971 et 1973) en région

subsaharienne.

Le fleuve Sénégal (Fig. 9.1) et le Niger amont (Fig. 9.1 et Fig. 9.4) sont des rivières

caractéristiques du régime tropical.

2. Le régime mixte (ou complexe originel)

Les régimes sont dits complexes quand plusieurs phases hydrologiques se succèdent dans l'année :

deux ou trois saisons d'abondance, deux saisons de pénurie, au moins relative. Quand la complexité

apparaît dès la source, elle est originelle, comme dans les rivières pyrénéennes ou méditerranéennes

de montagne, influencées par la neige, la pluie et l'évaporation.

Il se caractérise par deux maxima et deux minima des coefficients mensuels au cours de

l'année hydrologique. Suivant les modes d'alimentation principaux on distingue le régime

nivo-glaciaire, glacio-nival, nivo-pluvial, pluvio-nival.

2.1 Le régime nivo-glaciaire

Il présente les traits suivants :

Un seul vrai maximum annuel assez précoce (en mai-juin-juillet), correspondant à la

fonte nivale suivie de la fonte glaciaire.

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Variations diurnes relativement élevées pendant la saison chaude.

Grandes variations d'une année à l'autre, mais cependant moindres que pour le régime

nival.

Ecoulement important.

2.2 Le régime nivo-pluvial

Il se caractérise par :

Deux maxima nets, l'un assez prononcé vers avril-mai à la fonte des neiges, et l'autre

en automne (vers novembre) plus modéré. Ce second maximum, dépendant des pluies

tombées en automne, peut être faible (de coefficient inférieur à 1).

Un étiage principal en octobre et un étiage secondaire en janvier, tous deux de l'ordre

de 0,6 à 0,8.

L'amplitude (rapport entre les coefficients mensuels extrêmes) est comprise entre 2 et

5.

Variations d'une année à l'autre pouvant être importantes.

Le haut-Mississippi (avant sa confluence avec le Missouri) présente ce maximum de

printemps correspondant à la fonte des neiges (Fig. 9.1). En Suisse, l'Emme à Emmenmat

(Fig. 9.1 et Fig. 9.5) est un exemple typique de ce régime. Selon l'Atlas hydrologiques de la

Suisse, on classe ce régime suivant l'altitude moyenne, en nivo-pluvial supérieur (altitude

moyenne entre 1000 et 1200 mètres, Préalpes suisses) et nivo-pluvial inférieur (altitude

moyenne entre 750 et 1000 mètres, Jura).

2.3 Le régime pluvio-nival

La tendance pluviale est d'autant plus marquée que le bassin se situe à basse altitude (650 à

750 mètres). Le régime pluvio-nival est caractérisé par :

Deux maximums nets, mais c'est généralement le maximum pluvial en automne-hiver

qui domine. La fonte des neiges ne fait que prolonger la crue hivernale en lui donnant

un sursaut au printemps.

Irrégularité d'une année à l'autre importante.

Une amplitude plus ou moins faible.

La rivière Po en Italie présente un régime pluvio-nival (Fig. 9.1). En Suisse, l'Orbe à Orbe est

caractérisé par un régime de ce type même si le maximum pluvial est du même ordre de

grandeur que le maximum hivernal (Fig. 9.6).

3. Le régime complexe changeant

La plupart des grands fleuves acquièrent un régime complexe changeant dans leur cours inférieur à

cause de la diversité des apports successifs. Le Rhône, le Danube, le Congo en sont des exemples

particulièrement représentatifs.

Le régime complexe est généralement rencontré sur les grands fleuves, dont les affluents,

d'amont en aval, influencent de façon très diverse l'écoulement général. Le régime des grands

fleuves se présente comme une synthèse de ceux de leurs sous-bassins constitutifs, le plus

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souvent très variés du point de vue altitude, climat, etc. Habituellement, ces influences

diverses tendent à atténuer les débits extrêmes et à accroître la régularité annuelle des débits

moyens mensuels, de l'amont vers l'aval (voir Fig. 9.1 pour le Rhin à Rees et le Rhône à l'aval

du lac Léman à Chancy).

C’est le cas des rivières du Cameroun qui prennent leur source dans l’Adamaoua (voir p.35

Géographie : Le Cameroun, Hatier)

C- Les facteurs des régimes hydrologiques

Les facteurs climatiques (nature, abondance et régime des précipitations, température,

évaporation), morphologiques (volume, altitude et formes du relief, nature des terrains,

réserves d'eau souterraines) et biogéographiques (nature et densité du couvert végétal), qui

interfèrent, comme dans tout hydrosystème.

III- L’HUMIDITE ATMOSPHERIQUE

C’est la teneur en eau de l’atmosphère. C’est la quantité de vapeur d’eau22

contenue dans

l’atmosphère. Cette vapeur d'eau provient de l'évaporation des océans, des lacs, des rivières,

etc, de la sublimation des glaces et de la neige, de l'évaporation des précipitations et de

l'évapotranspiration des animaux et des végétaux.

A- Une variation de la quantité de vapeur d’eau dans l’atmosphère en fonction de la

température de l’air

L’atmosphère contient toujours une certaine quantité d’eau sous forme de vapeur d’eau. Mais,

il est une quantité maximale de vapeur d’eau que l’air peut contenir. Dès que l’air atteint cette

quantité, on dit qu’il est saturé. La concentration maximale de l’air en vapeur d’eau est

fonction de la température. La quantité de vapeur d’eau qui sature l’air augmente avec la

température : à 4,4 °C, elle est de 2 kg pour 454 kg d’air humide ; à 37,8 °C, elle est de 18 kg.

Lorsque l’atmosphère est saturée, le niveau d’inconfort est élevé car l’évaporation de la sueur,

chargée de refroidir l’organisme, devient impossible.

La saturation de l’air entraîne la condensation de la vapeur d’eau. La condensation est le

phénomène par lequel la vapeur d'eau se transforme en eau liquide. La condensation solide

correspond à la transformation de vapeur d'eau en glace.

Quand il s'agit de vapeur d'eau, la température de saturation s'appelle point de rosée23

.

Supposons qu'à un endroit donné, en été, l'atmosphère inférieure contienne 15 g de vapeur

d'eau par mètre cube.

Si l'air est, par exemple, à 40°C, il paraîtra sec; il influencera peu l'hygromètre ou

l'hygroscope, parce que ces 15 g sont peu de chose comparés aux 50 g qu'il lui faudrait pour

être saturé; son humidité relative sera 15/55 = 0,27. (Pour plus de commodité, on exprime ce

22

Fines gouttelettes d'eau en suspension dans l'air, générées par l'ébullition de l'eau. 23

En physique température à laquelle la vapeur qui se trouve dans une masse d'air, en un lieu et à une pression

constante donnés, commence à se condenser.

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rapport non en centièmes, mais en unités, sur une échelle de 0 à 100 : dans le cas actuel

l'humidité relative serait 27). Pendant la fin de l'après-midi, l'air se refroidit graduellement.

Supposons-le à 22°C, son humidité absolue étant toujours 15; à cette température, il ne

pourrait contenir au maximum que 20 g de vapeur d'eau : son humidité relative sera 15/20 =

0,75; il paraîtra donc très humide.

Abaissons encore la température de 5° C, nous avons atteint le point de saturation, le point de

rosée, correspondant à l'humidité absolue 15, car l'air à 15° ne peut contenir au maximum que

15 g par m3; son humidité relative est maintenant maximum : 15/15 =1, soit 100, sur l'échelle

de l'hygromètre. A partir de ce moment, si l'air continue à se refroidir, il déposera son

excédent sous forme de gouttelettes d'eau, nuage, brouillard ou rosée, et l'excédent

augmentera tant que la température diminuera. Le mécanisme est le suivant : Les molécules

de vapeur d'eau contenues dans l'air vont se condenser en eau liquide au contact des noyaux

de condensation24

ou encore se solidifier au contact des noyaux de congélation si la

température est inférieure à 0 °C. L'eau liquide condensée sur les particules microscopiques

va par la suite s'évaporer et retourner dans l'air sous forme de vapeur d'eau. Tant que le

nombre de molécules de vapeur d'eau qui se condensent est égale au nombre de molécules qui

s'évaporent d'une particule, il ne peut y avoir formation de gouttelette d'eau. Cependant,

lorsque la température de l'air est suffisamment basse, le nombre de molécules qui se

condensent devient plus grand que le nombre de molécules qui s'évaporent. À partir de ce

moment, on dit que l'air est sursaturé25

de vapeur d'eau et il y a formation d'une gouttelette

d'eau. Les nuages sont formés de plusieurs millions de ces gouttelettes.

Les traités de météorologie donnent une table indiquant pour chaque poids de vapeur par

m3 d'air le point de rosée correspondant, c.-à-d. la plus basse température à laquelle l'air

puisse descendre sans perdre de son humidité sous forme d'eau. Plus la quantité d'humidité est

petite, plus le point de rosée est bas. Un mètre cube d'air qui ne contiendrait que 1/2 g de

vapeur ne déposerait d'eau - sous forme de cristaux de glace - qu'à 20°C et même davantage

au-dessous de zéro. Pour 5 g de vapeur, son point de rosée serait à 6°C au-dessus; pour 10 g,

11°C; pour 20 g, 17° C; pour 30 g, 29° C; pour 35 g, 32°C; pour 44 g, 36 °C, etc., en chiffres

ronds.

B- Les grandeurs26

de l’humidité

La teneur en vapeur d’eau d’un volume d’air donné s’exprime au moyen de diverses

grandeurs : l’humidité relative et l’humidité absolue.

1- L’humidité absolue

L’humidité absolue est le nombre de grammes de vapeur d’eau par mètre cube. On mesure

l'humidité absolue d'une masse d'air par le nombre de grammes de vapeur d'eau contenus dans

1 m3 de cet air, ou, ce qui est équivalent, par la tension en millimètres de mercure de la même

vapeur.

2- L’humidité relative

a) La notion

24

Les surfaces planes, telle une vitre de voiture, servent également de noyaux de condensation et de congélation. 25

Etat d’un système à deux phases (en général un fluide) dans lequel la concentration d’une des phases est

supérieure à celle correspondant à la saturation. 26

Quantité qui peut être mesurée.

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L’humidité relative, notion souvent utilisée en météorologie, est le rapport de la teneur en

vapeur d’eau de l’atmosphère à la teneur en vapeur d’eau de l’air saturé à température égale.

L'humidité relative de l'air (ou degré d'hygrométrie), couramment notée φ, correspond au

rapport de la pression partielle de vapeur d'eau contenue dans l'air sur la pression de vapeur

saturante (ou tension de vapeur) à la même température. Elle est donc une mesure du rapport

entre le contenu en vapeur d'eau de l'air et sa capacité maximale à en contenir dans ces

conditions. L'humidité relative est souvent appelée degré hygrométrique. Elle est mesurée à

l'aide d'un hygromètre.

Si la température de l’atmosphère augmente et si aucune modification ne survient dans la

concentration en vapeur d’eau de l’atmosphère, l’humidité absolue demeure identique, mais

l’humidité relative diminue. Une baisse de la température induit une hausse de l’humidité

relative (voir Rosée).

Un air qui semble très sec peut contenir des masses énormes de vapeur, s'il est à

une température élevée, au contraire, à une température très basse, il pourra sembler très

humide, même s'il en contient beaucoup moins.

La pression de vapeur saturante correspond à la pression partielle de vapeur d'eau contenue

dans l'air saturé. La pression de vapeur saturante est une fonction croissante de la température.

Elle est la pression maximale de vapeur d'eau que peut contenir l'air à une température et une

pression déterminée.

L'humidité relative est donc le rapport entre la pression de vapeur d'eau vraiment présente

dans l'air considéré (pression partielle de l'eau dans l’air ) et la valeur de pression

saturante ( ) théorique. Elle est exprimée le plus souvent en pourcentage et son

expression devient:

(Voir l’exemple donné au A)

Cette expression supporte les interprétations suivantes :

Comme la pression de vapeur saturante augmente avec la température, pour une même

quantité absolue d'eau dans l'air, de l'air chaud aura une humidité relative plus basse que

de l'air froid. Pour diminuer l'humidité relative d'un volume d'air fermé, il suffit donc de le

réchauffer.

D'autre part, si on ajoute de la vapeur d'eau dans le volume sans changer sa température,

une fois atteinte la saturation (100%), l'humidité relative ne varie plus dans de l'air sans

particule liquide.

b) Les applications

En milieu naturel, la rosée et l'apparition très rapide de moisissures sur la matière organique

morte sont des indicateurs d'humidité relative élevée.

En milieu confiné, une humidité relative élevée favorise les allergies ou pathologies induites

par la présence d'acariens et de spores de moisissures. C'est un des éléments du phénomène dit

de pollution intérieure. Inversement une humidité trop basse est facteur de déshydratation des

muqueuses et d'empoussièrement également néfastes à la santé.

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En météorologie, l'humidité mesure la quantité de vapeur d'eau présente dans l'air, sans

compter l'eau liquide et la glace. Pour que des nuages se forment, et qu'il y ait

des précipitations, l'air doit atteindre une humidité relative légèrement supérieure à 100%

dans le voisinage des gouttelettes qui se forment. Cette sursaturation est nécessaire pour

vaincre la tension de surface des molécules d'eau et ainsi qu'elles s'unissent sur une poussière

servant de noyau de condensation. Après que les gouttelettes ont atteint un certain diamètre,

l'humidité relative retombe à 100% dans leur voisinage. Ceci se produit normalement quand

l'air s'élève et se refroidit.

Typiquement, la pluie tombe ensuite dans de l'air qui n'est pas nécessairement saturé (moins

de 100% d'humidité relative). Une partie de l'eau des gouttes de pluie va donc s'évaporer dans

cet air pendant sa chute, augmentant son humidité, mais pas toujours suffisamment pour que

l'humidité relative atteigne 100%. Il peut même arriver que les gouttes de pluie s'évaporent

complètement avant d'arriver au sol si l'air est suffisamment sec, ce qui donne de la virga et

aucune précipitation au sol.

L'évaporation de la pluie, en tombant dans l'air, refroidit également celui-ci, car l'évaporation

nécessite un apport d'énergie qui est puisé dans l'environnement. Si le refroidissement est

suffisant au sol, la température de l'air peut atteindre le point de rosée de l'environnement, ce

qui augmente l'humidité relative à 100%. On assiste alors à la formation de brouillard ou

de rosée. Cependant, le déficit en eau de l'air sous forme de condensation fait baisser

l'humidité absolue dans ce cas.

Finalement, le refroidissement de l'air par radiation (surtout la nuit) ou le passage sur une

surface plus froide va faire descendre sa température. La quantité de vapeur d'eau y restant

constante, son humidité relative va donc augmenter et on assistera à la formation de brume,

brouillard ou rosée lorsque la saturation sera atteinte.

CONCLUSION