DANS LE BASSIN VERSANT DE MEJERDA
6.1. Approche Méthodologique : élément de la cartographie de l’évapotranspiration réelle réelle
6.1.1. Cartographie du coefficient de stress hydrique (Ks) 1. Concept
Le coefficient de stress hydrique traduit la disponibilité de l’eau pour la plante, souvent décrite sous termes de réserve facilement utilisable (RFU) et de point de flétrissement (pF) (Vincent J., 2011). On parle de stress hydrique « lorsque les tissus de la plante subissent
une baisse de leur teneur en eau qui affecte tout le métabolisme de la plante » (Lecoeur J.,
2007). Ce terme renvoie à l’équation entre la disponibilité en eau dans le milieu et les besoins en eau de la plante. En effet, ces besoins résultent de la combinaison entre la demande climatique et la structure de la plante (Lacoeur J., 2007). Dans ce cas, le coefficient du stress hydrique (Ks) agit sur le coefficient cultural global ou sur le coefficient cultural de base, selon l’approche utilisée. Ainsi, le coefficient de stress hydrique exprime le passage de l’ETM à l’ETR. La démarche de calcul du coefficient du stress est similaire à celle du calcul de l’évaporation du sol51. Il nécessite aussi un bilan hydrique mais dans la zone racinaire au lieu de la surface supérieure du sol. Il est donné par l’équation suivante (Allen et al., 1998) :
51 Les points suivants expliquent l’évolution du Ks en fonction de la teneur en eau du sol (Vincent J., 2011): 1- Lorsque la teneur en eau du sol est ≥ RFU, toute l’eau est absorbable par la plante ; dans ces conditions l’évapotranspiration ne dépend que des conditions climatiques (Ks = 1),
2- Lorsque la teneur en eau du sol est < RFU, l’eau est difficilement absorbable par la plante (c.-à-d. stress hydrique réversible) ; cela limite sa capacité d’évapotranspiration (Ks < 1), quelles que soient les conditions climatiques,
3- Lorsque la teneur en eau du sol ≤ pF, l’eau n’est plus absorbable par la plante (stress hydrique irréversible), la plante commence à flétrir et l’évapotranspiration devient nulle (Ks = 0).
164
( )
Ks indice sans dimension allant de (0 à 1), il est égal à 1 en absence de stress et inférieur à 1 en présence de stress.
Avec :
-
Dr : Épuisement de l’eau dans la zone racinaire, calculé par un bilan hydrique dans la zone racinaire,-
La fraction de TAW que la plante peut extraire de la zone racinaire sans souffrir du stress hydrique est appelée la réserve d’eau facilement utilisable (RFU ou RAW en anglais). Elle est donnée par :
-
P est défini comme la fraction de l’eau disponible. La valeur 0.5 est la plus utilisée pour plusieurs cultures,-
TAW : Quantité d’eau totale disponible dans la zone racinaire. Elle dépend du type de sol et de la profondeur des racines, elle est donnée par l’équation suivante :
z
WP
FC
TAW 1000
Avec :
-
Z la profondeur des racines (m),-
θFC Eau contenue au maximum dans le champ (m3/m3),-
θWP Eau contenue au point de flétrissement (m3/m3).Pour comprendre l’expression du coefficient de stress, il est important de considérer la disponibilité de l’eau pour la plante, et ce suivant les étapes suivantes (Vincent J., 2011) :
-
la saturation, dans ce cas toute la porosité du sol est occupée par l’eau,-
la capacité au champ qui correspond au volume d’eau retenu par un sol après 48h de drainage.En revanche, tout le volume de la capacité au champ n’est pas disponible pour la plante. La partie qui n’est pas mobilisable par la plante est appelée point de flétrissement. Ainsi, la ressource de l’alimentation en eau de l’espèce végétale, située entre la teneur en eau à la capacité au champ et le point de flétrissement, est dite : la réserve utile (RU). Mais, la plante ne consomme qu’une partie : c’est la réserve facilement utilisable (RFU). Enfin, les caractéristiques du sol influent sur l’état de la réserve hydrique et par conséquence sur l’évapotranspiration car lorsque la réserve facilement utilisable diminue avec le temps, la valeur de Ks devient inférieure à 1. En effet, Rana et Katerji (2000) indiquent que le coefficient de stress varie avec l’humidité du sol ; il devient inférieur à 1 pour des valeurs de réserve hydrique correspondantes à 60 ou 70% de la réserve utile. Ce qui est en accord avec les préconisations de la FOA qui indique que la RFU équivaut à 2/3 de la RU (Vincent J., 2011).
165 6.1.1.2. Cartographie de l’humidité relative du sol pour le calcul du coefficient de stress hydrique
L’approche de calcul du coefficient de stress (Ks) par le modèle de la FAO-56 demande beaucoup de paramètres d’entrée qu’on ne peut les obtenir en routine dans le BV de la Mejerda. En raison, d’une part, de l’incertitude entourant les mesures de ces paramètres et d’autre part, de la faible base de données en la matière. Pour résoudre ce problème, on a eu recours à adapter une approche tenant compte de l’humidité de la surface52 du sol au coefficient de stress hydrique. En effet, l’état de la surface du sol nous permet de se renseigner sur la teneur du sol en eau (Pindard A., 2000 ; Simonneaux V., 2009 ; Zribi et al.,
2014). Le sol est considéré comme « un réservoir d’eau pouvant se remplir (précipitations, irrigation) et se vider (évapotranspiration, drainage). La capacité de stockage (ou réserve
utile) est déterminée par les valeurs d’humidité à la capacité de rétention53 et d’humidité au
point de flétrissement54 » (Pindard A., 2000). Dans ce cas, la détermination de l’humidité du
sol s’impose. Elle varie entre 0% et 100%, c'est-à-dire entre les valeurs minimales et maximales, correspondant aux conditions les plus sèches du sol et les plus humides (Wagner, 1998). Le produit d'humidité du sol dérivé n’est autre que l'humidité de surface (mm), qui représente la teneur en eau dans les 5 premiers cm du sol et varie entre les extrêmes correspondant à des conditions tout à fait sèches et des conditions de saturation du sol (Amri., 2013).
a. Relation humidité et coefficient de stress hydrique.
Il existe une relation inversement proportionnelle entre le coefficient de stress hydrique et l’humidité du sol (Allen et al., 1998 ; Rana et Katerji., 2000 ; Benhaj., 2008 ; simonneux et al., 2009). En effet, « le coefficient de stress hydrique des plantes (est défini en fonction du maximum des humidités relatives du réservoir superficiel HR (j) 1 et racinaire HR (j) 2, car la plante peut puiser l’eau dans ces deux réservoirs. La fonction est de type bilinéaire et varie entre zéro (couvert complètement stressé) et 1 (absence de stress) à partir
d’une humidité critique (Hcrit) » (Benhaj., 2008). C’est-à-dire une forte humidité du sol
correspond à un stress nul où Ks égal à 1 et une faible humidité relative du sol correspond à un stress accentué jusqu’à vider la réserve utile où Ks égal à zéro. Toutefois, l’évolution temporelle du coefficient du stress est similaire à l’humidité du sol. Il est possible d’établir une relation entre ces deux paramètres. Effectivement, on a déterminé une équation simple qui se base sur la réalisation de la première diagonale du rectangle de relation Ks et humidité
52
L’humidité relative du sol est définie comme le contenu en eau du sol accessible aux racines des plantes exprimable en proportion de masse ou de volume. En outre, "Humidité contenue dans la portion de sol se trouvant au-dessus de la nappe libre, y compris la vapeur d'eau présente dans les interstices du sol". Glossaire international d'hydrologie 1992.
53 C’est l’humidité d’un sol gorgée d’eau qui aurait atteint le point de ressuyage (perte de l’eau libre par gravité). A la capacité de rétention, le pF varie selon la nature du sol ; on admet les correspondances suivantes : terres argileuses pF=3, terres limoneuses pF=2,5, terres sableuses pF=2, terres fortement organiques pF=1.
54 L’humidité en deçà de laquelle les plantes sont incapables d’extraire l’eau du sol ; elles perdent leur turgescence, flétrissent et meurent. L’humidité au point de flétrissement permanent d’un sol HPF correspond à un pF = 4,2. Sa valeur augmente avec la teneur en argile jusqu’à une certaine valeur.
166 (figure 67). En effet, l’hypothèse admise dans cette étude repose sur l’évolution linéaire du coefficient de stress, lorsque la réserve facilement utilisable est épuisée (Vincent J., 2011). À cet effet, la valeur de Ks cherchée passe par l’intersection sur la diagonale par rapport à la valeur de l’humidité du sol déjà connue. Cette relation a été appliquée pour estimer le Ks dans le BV de la Mejerda. Ceci, permet de développer une autre version du modèle FAO-56 basée sur des paramètres accessibles par la télédétection notamment l’humidité du sol.
Figure 67: Schéma de la relation théorique entre Ks et humidité du sol (Benhaj., 2008
b. Cartographie de l’humidité du sol
« La teneur en humidité superficielle d'un sol représente le stockage temporaire de l'eau des précipitations à l'intérieur d'une couche superficielle de la surface de la Terre,
généralement limitée à la zone d'aération » (Amri R., 2013). Plusieurs méthodes sont
développées pour déterminer l’humidité du sol :
-
méthodes de mesures in situ par la méthode gravimétrique, la méthode neutronique, la mesure par sonde TDR, la méthode capacitive et la méthode de mesure par thetaprobe ;-
Suivi de l’humidité par télédétection : Les techniques de la télédétection spatiale ou optique ont apporté une forte contribution dans l’estimation de l’état hydrique du sol, et ce à travers plusieurs approches. À titre d’exemple : Approche empirique, Approche semi-empirique, approche physique à partir du modèle de transfert radiatifAinsi, le modèle de transfert radiatif permet de comprendre les échanges d’énergie entre le sol et l’atmosphère (Merlin et al., 2005). Cette méthode d’estimation de l'humidité du sol à l’aide de l’outil de la télédétection spatiale se base sur l'exploitation des émissions thermiques, qui sont sensibles aux variations de l'humidité dans les cinq premiers centimètres du sol : les surfaces saturées en eau émettent faiblement les radiations microondes, tandis que les sols
167 secs émettent des niveaux élevés (Djamai N., 2009). Cependant, il est difficile de séparer les radiations émises par les sols saturés et les sols non saturés en raison de la rugosité de la surface, la densité du couvert végétal et de la topographie accidentée (Bindlish et al, 2003). Pour résoudre ce problème, une phase d'étalonnage de connaissance de l'état et de la couverture de la surface sont nécessaires (Kerr, 2001).
Dans ce travail on a utilisé la méthode de cartographie des plans d'eau et des zones humides développée par Djamai en 2009, et pour la Tunisie entière. Cette méthode est basée sur la notion du contraste local de l'indice de différence entre la végétation et l'eau (CLDVW). Cet indice est défini comme la différence entre l'indice de végétation (NDVI) et l'indice normalisé de différence d'eau (NDWI). Le principe de la méthode se résume par la détermination de la différence entre la valeur d'un pixel et la moyenne d'une surface centrée autour du pixel. La taille de cette surface est choisie de sorte qu'elle soit presque insensible aux valeurs particulières (Djamai en 2009). Rappelons que NDVI et NDWI sont calculés par les équations suivantes :
Avec PIR proche infrarouge et R le rouge
Avec PIR proche infrarouge et MIR moyen infrarouge
Dans le moyen infrarouge (MIR), les variations locales de la réflectance sont sensibles à l'évolution de l'humidité de la surface. Cette bande est très utilisée pour la détection de la teneur en eau de la surface. Ailleurs, le rouge est en dehors des bandes d'absorption de la vapeur d'eau, la réflectance est plus influencée par les mêmes facteurs affectant le rayonnement moyen infrarouge, mais non par la teneur en eau (Fensholt, 2004). Le produit d'humidité relative du sol dérivé n’est autre que « l'humidité de surface, qui représente la teneur en eau dans les 5 premiers cm du sol et varie entre les extrêmes correspondant à des conditions tout à fait
sèches et des conditions de saturation du sol » Amri., 2013.
Toutefois, la figure 68 relative à la carte de l’humidité du sol issue de la méthode de cartographie de l’indice des plans, calculée finalement par différence entre les deux indices NDVI-NDWI. Mais, d’ordre méthodologique on a converti les valeurs en pourcentages aux indices (zéro à 1) pour calculer par la suite, d’une manière facile, la pente des coefficients de stress hydrique. Les valeurs d’humidité relative du sol varient, en théorique, entre zéro et 100%, c'est-à-dire entre les valeurs minimales représentent des conditions sèches et maximales indiquent des conditions humides (figure 69). Tandis que les surfaces en eau sont considérées comme saturées (100%) (Pindard., 2000). Ainsi, la carte de l’humidité du sol annuelle montre que les secteurs allant de la haute à la basse Mejerda occupent les valeurs les plus élevées. On enregistre un palier compris, en général, entre 50 et 100%. Par contre, les secteurs situés tout au long du nord de la Dorsale enregistrent des valeurs inférieures à 50%. Il va sans dire qu’à partir des quantités de l’humidité du sol on peut déduire le coefficient de stress hydrique (Ks). Comment donc procéder pour déterminer ce coefficient ?
168
Figure 68: Humidité du sol moyenne (%) dans le B.V de la Mejerda calculée à l’aide de des images MODIS pour la période 2000-2011.
Figure 11: Évolution des deux indices de stress hydrique (cas de Verdun Nord-Ouest de la France ; Pindard A., 2000)
169 6.1.1.3. Ajustements des coefficients de stress hydrique
Tout d’abord, nous avons créé une base de pentes55 Ks à l’échelle de 16 jours tout en prenant en compte la résolution temporelle des séries NDVI utilisées auparavant. Cette base correspond aux différentes formes que peuvent présenter les droites des Ks. Chaque axe de la première diagonale (cf. figure 70) représente la pente de la relation linéaire simple qui existe entre le Ks et l’humidité du sol. Un algorithme de calcul a été réalisé pour déterminer toutes les pentes afin d’en déduire les valeurs de Ks. De ce fait, cet algorithme se charge d’ajuster les pentes pour chaque pixel de la région. En sortie, on obtient plusieurs graphiques ou un tableau d’observations de calcul, dans la mesure où l’intersection à la pente entre l’axe des humidités et l’axe de Ks, renseigne sur la valeur ajustée.
Cependant, les incertitudes de la méthode proviennent de la réserve utile maximale (RUM) des sols. Il est difficile d’évaluer cette réserve sur le terrain. Le fait que la profondeur d’enracinement ne soit pas prise en compte, la difficulté à creuser à la pioche, les difficultés d’évaluation des textures ou de la charge en cailloux, l’imprécision des fonctions de pédo-transfert existantes sont autant de limites à une estimation adéquate (Richard, 2011). De plus, la RUM varie beaucoup sur de courtes distances, les relevés réalisés localement pourraient ne pas être représentatifs de la placette qu’ils caractérisent (Richard, 2011 ; Amri, 2013).
Figure 70: Méthode d’ajustement des valeurs de Ks mensuel, par l’algorithme du traçage de la diagonale (exemple station de Béja 2000-2011)
55La pente est le coefficient directeur dans un repère cartésien orthonormé. En géométrie cartésienne, le coefficient directeur désigne le coefficient de l'équation d'une droite. Toute droite non parallèle à l’axe des ordonnées admet une équation du type y = ax + b. Pour déterminer l’équation d’une droite dont on connaît deux points A(xA ; yA) et B(xB ; yB), on procède de la façon suivante :
1- On calcule le coefficient directeur y en utilisant la formule : y = (yB – yA) /(xB – xA)
2- On détermine l’ordonnée à l’origine p en utilisant les coordonnées d’un des points de la droite qui, forcément, vérifient l’équation y = ax + b dans laquelle on connaît désormais x, y et a.
170 La figure 71 montre que l’indice du Ks augmente avec le contenu en eau dans le sol. Il atteint son niveau maximal durant la saison des précipitations où il touche la valeur de 1, en particulier les mois de janvier et février. Cette période se coïncide avec la recharge hivernale maximale. Ailleurs, l’indice du Ks enregistre son niveau bas durant la saison estivale où la demande évaporative est à son maximal et le stock d’eau est épuisé. Dans cette situation on observe des valeurs qui frôlent 0, 3 au mois de juillet. Plus généralement, le niveau du stress hydrique indique que la majorité des espèces végétales souffrent d’un déficit hydrique à partir de la phase de croissance et il atteint son maximum durant le stade de sénescence. Les mêmes résultats sont obtenus dans la régionde l’Albacete en Espagne (Campos et al., 2012). C’est-à-dire les valeurs des Ks sont maximales à partir du 1er janvier jusqu’au mi- printemps ensuite grâce à la recharge hivernale. Par la suite, elles subissent des chutes au fur et à mesure que la réserve utile mobilisable par la plante diminue, pour atteindre son niveau minimum en été avec des valeurs alentour de 0,2 (cf. figure 72).
Figure 12: Profil du coefficient de stress hydrique dans quelques sites du BV de la Mejerda (moyenne mensuelle de la période 2000-2011)
171
Figure 72 : Évolution des coefficients de stress hydrique dans la région de l’Albacete en Espagne (source : Campos et al., 2012)
Du reste, nous pouvons distinguer à partir des profils du coefficient de stress hydrique trois phases différentes :
-
La phase de croissance : c’est la phase initiale, elle se déroule à partir du mois de septembre à la mi-décembre. Durant cette période, les valeurs du coefficient de stress hydrique augmentent progressivement, en parallèle, d’abord, avec la remontée capillaire, et ensuite, avec la recharge de la réserve utile suite aux épisodes pluvieux.-
La phase constante : c’est le stade de plein développement, il s’accompagne de l’absence de stress car la réserve utile atteint son niveau maximal avec la recharge hivernale.-
La phase de chute : à partir du mois d’avril, le stock d’eau dans le sol prend le sens inverse par rapport, à son début. Il commence à se vider progressivement jusqu’à son épuisement total au mois d’août. Ce qui indique un stade d’intensité de stress hydrique, où l’ETR ne couvre qu’environ le tiers de l’ETM.En conclusion, l’étude du coefficient de stress hydrique (Ks) qui relie l’ETM à l’ETR nous a permis de conclure que la méthode de télédétection donne des résultats acceptables, confirmés par Djamai (2009) pour l’ensemble de la Tunisie et Gond et al. 2004 à Burkina Faso. Ce coefficient varie en fonction de la saison des précipitations, la densité de la couverture végétale et le type des sols (pour plus de détaille voir Chap.7). Cette étude a permis, cependant, d’identifier généralement deux grands ensembles régionaux. Les secteurs situés sur les versants sud de la Kroumirie et la basse Mejerda où le coefficient de stress hydrique tend à s’annuler. Par contre les secteurs qui occupent les versants nord de la Dorsale se caractérisent par des Ks accentués où les valeurs se rapprochent de zéro. On se demande donc si cette allure expliquera la répartition spatio-temporelle de l’évapotranspiration réelle ?
172 6.2. Les niveaux annuels de l’ETR
Ce chapitre s’articule autour de la cartographie de l’évapotranspiration réelle par l’utilisation conjointe du modèle de la FAO-56 et données du capteur MODIS, et ce pour le BV de la Mejerda. Il vise aussi à étudier la variabilité interannuelle de cet élément climatique. La répartition spatiotemporelle de l’ETR est en fonction de l’interaction sol-atmosphère en général.