Le ux d'évaporation de l'eau du sol vers l'atmosphère est étudié de longue date à l'échelle mégascopique (parcelle, bassin versant) dans le cadre des quantications des ux hydrologiques globaux. L'évaporation est alors souvent intégrée dans l'évapotranspiration, qui prend aussi en compte les eets de la végétation. L'intérêt porté à l'évaporation à cette échelle est alors en lien avec les transferts d'énergie entre le sol et l'atmosphère.
Le processus d'évaporation est aussi étudié à l'échelle microscopique, c'est-à-dire à l'échelle des pores. Une synthèse des avancées sur la modélisation par réseau de pores a été proposée par Prat (2002). Le milieu poreux est représenté par un réseau de pores reliés entre eux par des liens cylindriques de diamètres variables. L'évaporation est contrôlée par la diusion de la vapeur depuis l'interface liquide-vapeur, où les deux phases sont à l'équilibre thermodynamique, vers le pore, où la pression de vapeur est plus faible (voir gure 3.4).
Pveq eau air matrice solide Pv flux de vapeur L S pore lien
Fig. 3.4 Évaporation et diusion de la vapeur à l'échelle du pore
Le taux d'évaporation à l'échelle du pore (wLG) peut être exprimée selon Prat (2002) :
wLG= S L PgMw RT Dv0ln Pg−Pv Pg−Pveq (3.55)
où S est la surface du ménisque et L est la distance entre le ménisque et le pore. Dv0 est le
coecient de diusion moléculaire de la vapeur dans l'air. Mw est la masse molaire de l'eau, R
la pression partielle de vapeur dans le pore et Pveq la pression de vapeur à l'équilibre avec l'eau liquide. L'équilibre thermodynamique entre le liquide et sa vapeur est donné par la relation de
Kelvin qui lie Pveq au potentiel capillaireψ (voir équation 3.16).
Enn, l'évaporation de l'eau à l'intérieur du milieu poreux à l'échelle macroscopique est l'ob-jet d'études de terrain et de modélisations numériques depuis une dizaine d'années. Les eets thermiques dus à la chaleur latente de vaporisation (intervenant dans l'évaporation) peuvent a priori être pris en compte à l'échelle macroscopique par un terme source (équation 3.33). Ce-pendant, les auteurs ne s'attardent pas sur l'origine microscopique de ce terme. Ils l'identient généralement à un terme de transport macroscopique par la vapeur en considérant que l'équilibre thermodynamique est toujours vérié à l'échelle de l'EVR (équation 3.35). Les études recensées ont utilisé des modèles de type Philip et De Vries . La vapeur et l'eau liquide sont consi-dérés à l'équilibre thermodynamique dans le milieu continu. Boulet et al. (1997) ont rapporté l'existence d'une couche de sol relativement sèche, de la surface à 25 cm de profondeur, dans des conditions atmosphériques arides. Les ux d'humidité dans cette couche supercielle se font sous forme vapeur tandis qu'ils se font sous forme liquide plus profondément. Ces résultats ont été obtenus par des simulations avec le modèle SiSPAT, validées par des mesures de terrain. De même, Yamanaka et al. (1998) ont montré l'existence d'une zone d'évaporation à la base de la couche de sol sèche. L'épaisseur de la zone d'évaporation dépend de la texture du sol considéré. Les rôles relatifs des ux de vapeur et liquides sur le transport de l'humidité depuis les couches profondes vers la surface ont été étudiés par Saravanapavan et Salvucci (2000). Ils ont montré que la diusion de la vapeur domine le transport total de l'humidité proche de la surface. En revanche, les ux liquides profonds contrôlent l'évaporation à l'échelle journalière, sauf dans le cas de sols très secs.
3.5.2 La cristallisation de sels
Lorsque l'eau du sous-sol est chargée en sel dissous et s'évapore vers l'atmosphère, les solutés se concentrent jusqu'à atteindre la saturation (Elrick et al. 1994). La cristallisation de sels pro-voque alors une salinisation des sols, fortement étudiée d'un point de vue agronomique (Condom 2000). La marque la plus visible de ce phénomène est la présence d'eorescences à la surface du sol. Dans certaines circonstances, notamment dans des conditions atmosphériques arides, le sel peut cristalliser à l'intérieur du milieu poreux (Unger 1996). Les travaux de Camassel et al.
(2005) montrent que dans un milieu capillaire, les solutés sont transportés au travers de la zone non-saturée pour cristalliser à la surface. La démonstration s'appuie sur des expériences avec des tubes capillaires de section carrée permettant une montée capillaire dans les coins. Ce résultat, obtenu expérimentalement et modélisé avec succès est en accord avec les expériences à l'échelle macroscopique menées sur des colonnes de sol par Unger (1996).
Les échanges entre les phases dissoute et cristallisée se font par des mécanismes de dissolution et de cristallisation, selon les conditions. Ces réactions présentent une cinétique en général très rapide. Le processus de cristallisation a été étudié en détail. Par exemple, Al-Jibbouri et Ulrich (2002) étudient les processus de croissance des cristaux dans un milieu granulaire liquéé. Ils montrent que la cristallisation est contrôlée par deux étapes : la diusion du soluté vers l'inter-face liquide / cristal puis son intégration sur la surl'inter-face solide. Ils font remarquer que la présence d'impuretés favorise le rôle de l'intégration par rapport à celui de la diusion. Les études - si-milaires - de Sahin et al. (2003) montrent que les paramètres cinétiques contrôlant la diusion et l'intégration sont sensible à la température et à la taille des particules du milieu granulaire uidié.
La cristallisation et la dissolution de sels à l'intérieur d'un milieu poreux peut être considérée à l'échelle macroscopique. L'approche la plus fréquente consiste alors à considérer les deux phé-nomènes comme une seule réaction réversible. Le modèle le plus courant revient à exprimer
l'évo-lution temporelle de la masse de selρselθselen fonction de la sur-saturation (ou sous-saturation)
du soluté (Shalev et al. 2006).
ρsel∂θsel ∂t =
RrArθl
ρl (c−cs)
r (3.56)
où c et cs (kg.m−3) sont la concentration en soluté et la concentration à saturation,
respecti-vement. Rr est le taux de réaction (kg.m−2.s−1), Ar est la surface spécique de cristallisation
(m2.m−3). r est l'ordre de la réaction. Le modèle réactif de premier ordre (r = 1) est le plus
fréquemment utilisé.
En toute rigueur, Ar doit dépendre de l'état hydrique du système. Ceci explique la
multipli-cation du terme de réaction parθl. De plus,Ar ne doit pas être identique en cas de cristallisation
et en cas de dissolution. En eet, le réaction de cristallisation se fait à la limite entre les trois phases - matrice solide, liquide et gaz - (Camassel et al. 2005), tandis que la dissolution se fait à
l'interface entre le sel solide et le liquide (Shalev et al. 2006).Ar est donc lié à la géométrie et à l'état hydrique ainsi qu'à la quantité de sel cristallisé en cas de dissolution.