Définitions et méthodes de calcul

1.2.1.1. Définition de l’ETP

Le phénomène d’évapotranspiration est engendré par la combinaison de deux processus par lesquels une partie de la lame d’eau précipitée retourne dans l’atmosphère. Il s’agit de l’évaporation de l’eau du sol d’une part et de la transpiration des végétaux d’autre part (Allen et al., 1998). Ce phénomène se traduit par la transformation de l’eau liquide en eau gazeuse et joue un rôle majeur dans le cycle de l’eau, à l’échelle de la planète (62 % des eaux précipitées sont évaporées ; Musy et Higy, 2004) comme à celle du bassin versant. En effet, la quantité d’eau disponible pour la recharge des aquifères peut être largement réduite par le phénomène d’évapotranspiration. Il est donc indispensable d’avoir une estimation la plus précise possible de ce paramètre.

Le taux d’évapotranspiration dépend de divers paramètres météorologiques (radiation solaire, température et humidité de l’air, vitesse du vent) mais également des caractéristiques de la végétation en présence (types de végétaux, stade de développement…), paramètres souvent difficiles à évaluer.

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Thornthwaite fut le premier à définir l’évapotranspiration potentielle (ETP) en 1948 comme la hauteur d’eau disponible pouvant être transpirée et évaporée. Par la suite, de nombreuses définitions sont apparues (Penman, 1956 ; Perrier, 1977 ; Morton, 1983 ; Granger, 1989 ; Shuttleworth, 1993 ; Garratt, 1994). Nous retiendrons la définition proposée par Lhomme (1997) : l’ETP sur une surface donnée (végétation, sol nu ou surface d’eau libre) et sous des conditions météorologiques données, correspond à la limite supérieure de l’évapotranspiration de cette surface et sous ces conditions météorologiques, cette limite étant atteinte lorsque la surface considérée est complètement saturée.

1.2.1.2. Méthodes d’estimation de l’ETP

L’ETP peut être mesurée à l’aide de lysimètre ou, dans la majorité des cas, calculée à partir de diverses données, notamment météorologiques. Les formules mises au point pour calculer l’ETP sont nombreuses. Elles sont divisées en deux catégories : les méthodes empiriques (basées sur le coefficient cultural, une estimation de l’évapotranspiration d’une culture de référence et le bilan hydrique du sol) et les méthodes analytiques (modèles basés sur le bilan énergétique).

En 1975, dans un inventaire non exhaustif des méthodes les plus usuelles, Lecarpentier propose une autre distinction basée sur les paramètres météorologiques que ces formules prennent en compte :

 Les formules thermiques, basées exclusivement sur la température (Holdridge, 1959) et la durée d’éclairement et faisant appel à un coefficient cultural et régional (Thornthwaite, 1948 ; Blaney et Criddle, 1952). Ces méthodes restent peu fiables compte-tenu du peu de paramètres pris en comptes. De plus, le coefficient cultural et régional semble difficilement généralisable. La méthode de Thornthwaite, qui ne comporte pas ce coefficient cultural et régional, a pourtant été largement utilisée du fait de sa simplicité d’utilisation.

 Les formules hygrométriques/hygrothermiques, qui tiennent compte, en plus de la température et de la durée d’ensoleillement, de l’humidité de l’air (Garnier, 1956 ; Papadakis, 1961 ; Garcia-Lopez, 1970 ; Hargreaves, 1974). Ces méthodes, bien que prenant en compte un paramètre supplémentaire, n’ont jamais pu être généralisées sur l’ensemble du globe et sont valables seulement sous certains climats propres à chacune d’elles. En dehors de ces conditions climatiques spécifiques, elles ont tendances à surestimer ou sous-estimer l’ETP.

 Les formules énergétiques font appel, en plus des paramètres précédents, à la radiation solaire. Il s’agit, des formules de Penman (1948), Turc (1954), ou encore Brochet-Gerbier (1968). Ces formules semblent les plus précises, mais certaines d’entre elles soufrent, comme les précédentes, d’une difficile généralisation à l’échelle du globe. Parmi ces méthodes, seule celle de Turc est acceptable dans toutes les zones et domaines climatiques (Lecarpentier, 1975). Cependant, en 1981, une adaptation de l’équation de Penman semble constituer l’approche la plus complète du processus d’évapotranspiration. Il s’agit de l’équation de Penman-Monteith, qui depuis 1990, est utilisée de façon standard pour déterminer l’ETP (Allen et al., 1998).

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La dernière version de cette équation, dite « FAO Penman-Monteith equation » s’écrit (Allen et al., 1998) : ^{( ) ( )} ( ) Équation 1

Rn : radiation nette à la surface du sol (MJ m^–2 j^–1) ; G : densité de flux de chaleur du sol (MJ m^–2 j^–1) ;

T : température moyenne journalière de l’air à 2 m de hauteur (°C) ; u₂ : vitesse du vent à 2 m de hauteur (m s^–1) ;

es : pression de vapeur saturante (kPa) ; ea : pression de vapeur effective (kPa) ;

e_s – e_a : déficit de pression de vapeur saturante (kPa) ;

: pente de la courbe de pression de vapeur à la température moyenne de l’air (kPA °C–1 ) ; : constante psychrométrique (kPA °C–1

).

Les données climatologiques nécessaires à la résolution de cette équation sont disponibles à la station météorologique de l’Ursuya (Figure I-22) et sont détaillées dans le paragraphe 1.2.2 de ce chapitre. Les autres paramètres sont des constantes et/ou sont fonction de la

localisation du site (latitude et altitude) et des données mesurées. Les ETP

mensuelles ont été calculées grâce au programme « Cropwat 8.0 » disponible sur le site de la FAO (« Food and Agriculture Organization », http://www.fao.org/nr/water/infores_databases _cropwat.html). Les valeurs d’ETP calculées sont présentées dans le paragraphe 1.2.3.1 de ce chapitre.

1.2.1.3. Définitions de l’ETR et de la RFU

Cette notion d’ETP conduit logiquement à celle d’évapotranspiration réelle (ETR). L’ETP permet de rendre compte du pouvoir évaporant de l’atmosphère et des végétaux mais ne tient pas compte de l’état hydrique du sol. L’évaluation de la lame d’eau réellement évapotranspirée (ETR) est donc indispensable pour estimer la hauteur de pluie efficace participant à la recharge des nappes et à l’écoulement superficiel. L’état hydrique du sol est appréhendé au moyen de la réserve en eau facilement utilisable (RFU).

La RFU est une composante de la réserve utile (RU). Cette dernière correspond à la quantité d’eau stockée par le sol après une période pluvieuse et absorbable par les plantes. La RFU est considérée comme valant 2/3 de la RU. Elle représente la quantité d’eau dans le sol que la plante peut facilement absorber. Le tiers restant est plus difficilement accessible par les plantes.

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Les volumes de RFU sont liés aux types de sols et à leur épaisseur. Ils peuvent être nuls sur des roches compactes dépourvues de sol ou atteindre plus de 200 mm dans des sols profonds très argileux ou limoneux (Lambert, 1996 ; Gilli et al., 2008). Entre ces deux extrêmes, la RFU est proportionnellement croissante avec le taux d’argile et de limons dans les sols (Jamagne et al., 1977).

1.2.1.4. La méthode du bilan hydrique

Une méthode, élaborée par Thornthwaite en 1954, permet d’évaluer la proportion d’eau météorique évaporée et infiltrée (et/ou ruisselée) par le biais d’un bilan hydrique. L’incertitude de cette méthode réside principalement dans l’estimation de la RFU, difficile à évaluer sans investigations précises sur les types de sols en présence. En effet, compte-tenu de la superficie du site étudié et de la variété des lithologies observées (notamment en fonction du profil d’altération définie dans le chapitre 1), les sols développés ne sont assurément pas homogènes sur l’intégralité du massif de l’Ursuya. Certains secteurs présentent une absence de sol (notamment aux alentours du sommet du massif), et quand ils sont présents, une caractérisation succincte permet d’affirmer qu’ils sont globalement de type argileux à arilo-sableux, voir sablo-argileux. Leur épaisseur est également très variable sur l’ensemble du site et n’a pas fait l’objet d’une cartographie précise. Une RFU moyenne de 100 mm sera donc utilisée dans les calculs qui suivent, cette valeur étant par ailleurs classiquement utilisée dans des études à finalités hydrogéologiques (Chigot et Chevillot, 1992 sur le massif de l’Ursuya ; Durand, 2005 ; Rey, 2007…). Cependant, afin d’évaluer l’impact de ce paramètre, une hypothèse plus optimiste pour la recharge de l’aquifère sera également testée avec une RFU de 50 mm.

Dans la méthode de Thornthwaite, on admet que la satisfaction de l’ETP a priorité sur l’écoulement ou l’infiltration. C'est-à-dire qu’avant qu’il n’y ait écoulement, il faut avoir satisfait la relation ETP = ETR. Par ailleurs, la satisfaction de la RFU est également prioritaire sur l’écoulement. Ainsi, à partir de la pluie mensuelle P, de l’ETP et de la RFU (Laborde ; 2000) :

Si P > ETP, alors :

 ETR = ETP ;

 si il reste un excédent (P–ETP), il est affecté à la RFU si nécessaire, et à l’écoulement (et/ou l’infiltration) quand la RFU est complète.

Si P < ETP, alors :

 toute la pluie est évaporée et la RFU est diminuée, jusqu’à la vider si besoin, de l’eau nécessaire pour satisfaire l’ETP. Dans ce cas l’écoulement (et/ou l’infiltration) est nul.

Les valeurs d’ETR et de précipitations efficaces calculées sont détaillées dans le paragraphe 1.2.3.2.

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