Le bilan hydrique : définition et concepts 1 La notion de bilan de l’eau

Si « la méthode des bilans peut s’avérer un outil d’information très riche, souvent négligé peut-être, parce que considéré comme trop simple, voire simpliste » (Cosandey et Robinson, 2000), le bilan de l’eau, ou bilan hydrique, propose une démarche analytique globale en intégrant les paramètres de température et d’ensoleillement. Il permet de modéliser le fonctionnement hydrologique des bassins versants grâce à l’équation simple selon laquelle les entrées, en l’occurrence les précipitations incidentes (P), sont égales aux sorties :

− l’évapotranspiration réelle (ETR),

− le ruissellement (R),

− les infiltrations (I).

Viennent s’ajouter à ces sorties du système les variations de la réserve en eau du sol en fonction du temps (∆RU). Le bilan de l’eau, qui s’exprime généralement en mm et dont l’expression est la plus souvent mensuelle en climatologie, s’écrit donc selon l’équation fondamentale suivante : RU I R ETR P= + + +∆ (1).

Les hydrologues adoptent l’année hydrologique comme unité temporelle cohérente de calcul : elle est constituée de douze mois consécutifs et commence généralement par le mois ayant les plus faibles réserves. En domaine tempéré, elle court généralement d’octobre à septembre (Rambert, 1996). Sur le plan géographique, l’intérêt premier du bilan hydrique est de pouvoir être utilisé pour préciser l’originalité de régions climatiques, ou même pour la définition du milieu, étant donné que les apports en eau contrôlent directement le développement de la végétation (Tabeaud, 1980). En outre, « […] les résultats obtenus peuvent « servir de guide » à l’élaboration d’un programme pour l’aménagement des eaux à l’échelle régionale et, à ce titre, le géographe doit en prendre connaissance ». (Mounier, 1965a). Il ne faut cependant pas oublier les problèmes et limites posés par une telle méthode : les résultats des calculs des termes du bilan ne sont pas complètement indépendants du pas de temps choisi. En agrégeant des incertitudes de calcul et de mesure sur les termes du bilan d’autant plus importantes que l’échelle temporelle est grande, l’analyse mensuelle reste assez grossière et ne peut se justifier que dans le cadre d’une approche globale (Cosandey et Robinson, 2000).

1.1.2. Définition des termes du bilan de l’eau a). Réserve utile du sol

En première approximation, la tranche supérieure du sol, d’une épaisseur de l’ordre du mètre, constitue un réservoir ou réserve utile (RU) dont la capacité maximale est la réserve facilement utilisable (RFU) (de Marsily, 1996). « La réserve en eau du sol représente la quantité d’eau qui, retenue par capillarité contre les forces de pesanteur, peut être recédée à l’atmosphère par évaporation ou transpiration végétale » (Hallaire, 1968).

Les variations spatiales des réserves en eau du sol sont importantes : elles peuvent osciller de moins de 100 millimètres à plus de 300 en région aride (Hallaire, 1953 ; de Marsily, 1996). C’est la raison pour laquelle beaucoup d’auteurs préfèrent utiliser plusieurs réserves « types » et voir comment évolue le bilan hydrique en fonction de celles-ci. Généralement, les seuils de 100, 150 ou 200 millimètres sont utilisés (Choisnel et al., 1990 ; Behrault, 1989 ; in Dubreuil, 1994). La réserve de 125 millimètres est communément utilisée pour l’ensemble de la Bretagne (Pihan, 1976 ; Mounier, 1977 ; Cosandey, 1983) : cette valeur a d’ailleurs servi de base pour la réalisation des bilans de l’eau pour la France de l’Ouest (Mounier, 1980). Cependant, la réserve utile du sol est estimée à 100 mm pour l’île de Batz (Chauris et al., 1998), valeur qui peut être d’ailleurs communément admise en milieu tempéré (de Marsily, 1996) ; sur la coupure de Brest de la carte climatique détaillée de la France, les bilans de l’eau des stations de Brest- Guipavas et Penmarc’h sont calculés à partir de cette valeur. Compte tenu du contexte géologique du socle armoricain et de la pédologie régionale, cette hypothèse basse peut être retenue pour les îles du Ponant.

b). Evapotranspiration réelle et potentielle

Dans ce réservoir constitué par la réserve utile, l’évapotranspiration peut atteindre sans restriction et potentiellement l’évapotranspiration potentielle, définie ci-après. Quand il est plein, l’excédent des précipitations du mois alimente par infiltration la nappe. Quand, inversement, il est vide, seules les précipitations du mois peuvent alimenter en eau les plantes (de Marsily, 1996). Le point de flétrissement des végétaux, variable d’une espèce à l’autre, est atteint lorsque la teneur en eau du sol est en dessous d’un seuil de succion.

L’évapotranspiration a été définie par C.-W. Thornthwaite en 1948 : « L’évapotranspiration d’un couvert végétal dense, en état de vie active et dont les besoins sont aisément satisfaits » (Thornthwaite, 1948). L’évapotranspiration résulte en fait de deux phénomènes :

− l’évaporation de l’eau au niveau du sol et des surfaces libres du bassin versant, qui est un phénomène physique,

− la transpiration du couvert végétal, qui est un phénomène physiologique. La transpiration réduit peu à peu la teneur en eau du sol. En l’absence de précipitations suffisantes, l’eau peut venir à manquer pour assurer les besoins potentiels de la végétation. Ainsi, l’évapotranspiration potentielle représente le pouvoir évaporant de l’atmosphère, observée pour un sol avec couvert végétal et où l’eau serait disponible en abondance. L’évapotranspiration potentielle est donc la quantité d’eau qui serait évaporée ou transpirée à partir d’un bassin versant si l’eau disponible pour l’évapotranspiration n’était pas un facteur limitant. Elle est notée ETP et s’exprime en mm. L’évapotranspiration réelle (ETR) correspond à la quantité d’eau réellement évaporée ou transpirée par le sol, les végétaux et les surfaces libres d’un bassin versant.

L’évapotranspiration est avant tout un concept climatique : elle représente le pouvoir évaporant du climat d’une région. Si « les deux phénomènes [ETR et ETP] sont difficiles à distinguer par des mesures » (Lecarpentier, 1975), elles peuvent être effectuées directement sur une case lysimétrique pour ETR : de telles mesures se font surtout en agronomie pour l’étude typologique des cultures. Plusieurs formules permettent d’évaluer l’évapotranspiration potentielle à partir de mesures climatologiques.

La plus complète, mais aussi la plus complexe en raison du nombre de paramètres qu’elle requiert, est la formule de Penman, fondée sur la notion de bilan énergétique. Deux autres formules sont généralement utilisées : les formules de Turc et de Thornthwaite qui sont déjà plus anciennes. Celles de Bouchet, Blanet et Criddle, Papdakis sont, dans l’ensemble, peu usitées par les hydrologues français (Laborde, 2000).

1.2. Calcul de l’évapotranspiration potentielle