La modélisation de l’érosion

Bennett (1974) a distingué deux phases fondamentales dans la modélisation de l’érosion à

l’échelle du bassin versant. La première phase correspond aux zones contributives situées en limite amont du bassin versant. L’action de la pluie y est prédominante. Les processus impliqués sont l’érosion diffuse et l’érosion concentrée. La deuxième phase est localisée à l’aval, au niveau des éléments du réseau hydrographique. Les processus d’érosion impliqués sont l’érosion en ravine et l’érosion des biefs comprenant l’écroulement des berges et l’enfoncement du lit. Cette partie ayant pour objectif de faire un état de l’art de la modélisation à base physique de l’érosion hydrique à l’échelle de la parcelle et du versant, nous nous focaliserons sur les processus d’érosion diffuse et concentrée.

2.3.1 La subdivision des processus physiques

Ellison (1947) a proposé de diviser l’érosion sur les versants en quatre sous-processus : – Le détachement par l’impact des gouttes de pluie,

– le transport par splash,

– l’arrachement par l’écoulement, – le transport par l’écoulement.

A ces quatre sous-processus, il convient d’ajouter le dépôt. Cette description des processus a été largement utilisée par la suite dans les modèles d’érosion tels que WEPP (Foster, 1982; Foster et al.,1995), KINEROS (Smith et al.,1995), EUROSEM (Morgan et al.,1998). Elle a été progressivement adaptée avec l’évolution de la compréhension de processus. Hairsine and Rose (1991, 1992a,b) ont introduit la conceptualisation d’une couche de sédiments non-cohésifs à la surface du sol résultant du processus de sédimentation. Cette approche conduit à une plus grande diversité des processus d’érosion. Les auteurs envisagent :

– Le détachement par l’impact des gouttes de pluie de particules de la matrice de sol cohésive, – le détachement par l’impact des gouttes de pluie de particules de la couche de sédiments

non-cohésifs appelé aussi re-détachement,

– l’arrachement par l’écoulement de particules de la matrice de sol cohésive,

– l’entraînement par l’écoulement de particules de la couche de sédiments non-cohésifs, – le dépôt.

2.3.2 La segmentation spatiale des processus

Les modèles d’érosion qui s’appuient sur des éléments de surface plans tels que WEPP (Foster,

1982; Foster et al., 1995), KINEROS (Smith et al., 1995), EUROSEM (Morgan et al., 1998),

GUEST (Misra and Rose,1996) proposent une partition arbitraire du versant en zones d’érosion diffuse et zones d’érosion concentrée. Le versant est vu comme un plan ponctué par un réseau régulier de rigoles orientées dans le sens de la pente. Les zones planes qui couvrent la majeure partie de la surface sont marquées par l’érosion diffuse. Seuls les processus liés à l’action de la pluie y sont considérés. Les rigoles, en revanche, sont définies comme des petits canaux de forme trapézoïdale ou rectangulaire où s’appliquent les lois de l’hydraulique. Les processus d’érosion liés à l’écoulement y sont prédominants et l’action de la pluie diminue progressivement avec l’augmentation de l’épaisseur de la lame d’eau. Les zones planes et les rigoles n’ont pas de lien physique. Les pertes en sol provenant des zones planes et des rigoles sont calculées séparément et sommées pour produire une estimation de l’érosion totale sur le versant. Cette conceptualisation, issue des travaux de Meyer and Wischmeier (1969), a été critiquée par Favis-Mortlock et al. (2000) car elle nécessite l’existence a priori des rigoles. Des paramètres géométriques tels que la largeur des rigoles ou l’espacement entre les rigoles sont définis avant la simulation. Dans la réalité ce n’est pas forcément le cas, notamment dans le cas des sols cultivés fraîchement labourés mais aussi dans de nombreux cas de sols naturels. En outre les zones d’érosion diffuse et concentrée sont en interaction forte. Les zones d’érosion diffuse où l’épaisseur d’eau est inférieure à 1cm

(Hairsine and Rose, 1991) occupent la plus grande partie de l’espace. Le ruissellement issu de

ces zones se concentre au-delà de quelques mètres pour donner lieu à de petits chenaux puis à des rigoles plus marquées où les lames d’eau sont de l’ordre de quelques centimètres et les pentes peuvent être assez fortes (Nearing et al.,1997). Le ruissellement ne s’apparente jamais à un film d’eau d’épaisseur uniforme s’écoulant sur un plan. Les rigoles sont des éléments efficaces pour transporter les particules érodées par l’action de la pluie au niveau des zones d’érosion diffuse. Ce lien entre les zones d’érosion diffuse et les rigoles doit être décrit explicitement pour tenir compte correctement de la dynamique des processus d’érosion et de transfert de sédiments sur le versant.

2.3.3 Une alternative à la répartition arbitraire des processus

Le modèle RILLGROW2 développé par Favis-Mortlock et al. (2000) propose une alternative à cette segmentation géographique des processus d’érosion à l’échelle de la parcelle. Il s’agit d’un modèle distribué qui fonctionne à l’échelle spatiale des gouttes de pluie et de la microtopographie. Le modèle s’appuie sur une grille régulière dont la résolution est de l’ordre du cm ou moins. L’érosion est considérée comme un système dynamique qui s’auto-organise tout seul sous l’action de la pluie et du microrelief. Les gouttes de pluie sont réparties aléatoirement dans l’espace. Les variables hydrauliques sont générées à l’aide d’un modèle stochastique. Les taux d’érosion sont calculés à l’aide de ces variables hydrauliques et d’une relation empirique présentée par Nearing

et al. (1997). Les pertes en sol sont prises en compte et la microtopographie évolue dans le

temps. L’érosion crée sa propre surface. L’apparition de chemins préférentiels pour l’écoulement correspond à une probabilité. Cette probabilité augmente avec la longueur de la pente. Les premiers résultats sont encourageants. Ils montrent que le modèle est capable de reproduire la génération des rigoles sur une parcelle. Plus la pente est forte, plus l’écoulement a tendance à se concentrer dans des zones étroites que l’on peut appeler rigoles. Pour une même pente, une forte intensité de pluie conduit à un réseau d’écoulement beaucoup plus dense et ramifié que pour une faible intensité de pluie. Le réseau d’écoulement caractérisant l’apparition des rigoles se développe pour une pente moyenne supérieure à 5%. Favis-Mortlock et al. (2000) se demandent jusqu’à quel point leur modèle peut être considéré comme déterministe. Les auteurs appliquent deux fois la même pluie en changeant simplement les caractéristiques de la distribution aléatoire des gouttes de pluie sur la parcelle. Ils obtiennent ainsi deux réalisations statistiques de la même pluie. Ils constatent qu’au-delà de 1000itérations, les deux simulations donnent des résultats très proches. Les distributions spatiales des écoulements sont presque identiques. Ils en concluent que la composante déterministe de leur modèle augmente avec le nombre d’itérations. Ce modèle constitue un outil très utile pour comprendre le processus de génération des rigoles. Les limites propres à RILLGROW2 portent sur la description des processus. L’infiltration n’est pas représentée. Les vitesses sont calculées aléatoirement. Le dépôt n’est pas décrit.

2.3.4 La modélisation à base physique du transport des particules

2.3.4.1 L’approche basée sur la suspension

L’approche la plus répandue dans la modélisation de l’érosion consiste à considérer que tous les sédiments sont transportés en suspension dans l’écoulement. L’équation de conservation de la masse des sédiments en suspension décrit le mouvement des sédiments. Sa formulation pour un écoulement unidimensionnel est donnée par l’expression suivante :

∂(hc)

∂t ⁺

∂(V hc)

∂y ^{=Er (2.3)}

aveccla concentration en sédiments en suspension etE_r le terme source ou puits qui inclue tous les processus qui ajoutent ou enlèvent des sédiments à l’écoulement. L’hypothèse sous-jascente dans l’expression de cette équation est l’approximation de la vitesse des sédiments Vs par la vitesse moyenne de l’écoulement V. Tous les modèles d’érosion mentionnés précédemment à l’exception de RILLGROW2 intègrent l’équation 2.3. Les différence entre ces modèles viennent des expressions du terme E_r. Ce terme intègre les processus qui ont été décrits au paragraphe

2.3.1. Ces processus sont paramétrés à l’aide de relations à base physique et empirique qui seront présentées plus loin.

2.3.4.2 L’approche basée sur la distance de parcours des particules

Certains auteurs ont envisagé le transport sédimentaire sous l’angle de la distance moyenne de parcours des particules. La vitesse moyenne des particulesV_s peut être sensiblement différente de la vitesse moyenne de l’écoulement V lorsque la taille des particules devient importante, supérieure à quelques centaines de microns. Il convient donc de s’intéresser au mouvement des particules indépendamment du mouvement du fluide lui-même. Govers (1989) a mesuré dans un canal les vitesses de grains de quartz de taille comprise entre 50 et 1100µm. Ces grains étaient introduits dans l’écoulement individuellement ou par petits groupes si le mouvement d’un grain individuel était trop difficile à suivre à l’oeil nu du fait de sa trop grande vitesse ou de son mouvement irrégulier. L’auteur a essayé de relier la vitesse des grains V_s à la vitesse de cisaillement de l’écoulementu∗. Il existe une bonne relation entre ces deux grandeurs en général.

clairement non-linéaire pour les particules inférieures à220µm.Govers (1989) explique que cette évolution de la forme de la relation avec la taille des particules est due à la combinaison de deux facteurs. Si on considère le profil vertical de vitesse, la composante longitudinale de vitesse de l’écoulement à la cote z = ¹₂D_s dépend du régime de l’écoulement et de la taille du grain D_s. Pour les particules inférieures à220µmun changement de mode de transport intervient. Pour de faibles valeurs de la vitesse de cisaillement, ces grains sont transportés près de la surface du fond par roulement et petits bonds. Pour des valeurs plus grandes de la vitesse de cisaillement, les grains sont transportés par saltation voire suspension pour les plus petits rendant alors impossible la mesure de la vitesse des grains. Abrahams and Atkinson (1993) se sont intéressés à l’influence de la concentration en sédiments sur la vitesse de l’écoulement et la vitesse des particules. Ils ont observé qu’une augmentation de la concentration en sédiments se traduit par une diminution de la vitesse de l’écoulement et aussi une diminution de la vitesse des grains. A partir des résultats d’une étude expérimentaleParsons et al.(1998) ont développé une relation exprimant la distance de parcours d’une particule en fonction de sa masse et de l’énergie de l’écoulement et de la pluie :

LDs = 0.525E_p^2.35E_e^0.981M_D⁻_s¹ (2.4)

oùM_Ds est la masse de la particule de tailleD_s(exprimée ici eng),L_Ds est la distance de parcours par unité de temps de la particule de tailleDs (exprimée ici encm min⁻¹),Ep est l’énergie de la pluie (J m⁻²s⁻¹) et Ee est l’énergie de l’écoulement (J m⁻²s⁻¹). Cette expression a été établie pour des particules de taille supérieure à2.88mm, ce qui est très grossier pour du ruissellement.

Parsons and Stromberg (1998) notent que les particules de petite taille voyagent beaucoup plus

loin que celles de plus grande taille. La distance de parcours diminue fortement quand la taille des particules augmente. Parsons et al. (2004) proposent finalement un modèle conceptuel qui synthétise cette approche. Selon eux, le flux de sédiment pour les particules de taille D_s dépend du taux d’entraînement et de la distance de parcours :

ϕDs =EDsLDs (2.5)

où ϕ_Ds est le flux de sédiment et E_Ds est le taux d’entraînement pour les particules de taille

D_s. Le taux d’érosion s’exprime comme le rapport entre le flux de sédiment et la longueur de la pente. Les auteurs distinguent l’érosion diffuse et l’érosion concentrée. Pour l’érosion diffuse, ils appliquent la relation2.4. Le flux de sédiment diminue avec la longueur de la pente. Pour l’érosion

concentrée, ils envisagent une autre relation qui décrit l’augmentation du flux de sédiment avec la longueur de la pente.

2.4 La présentation du modèle PSEM_2D

Le développement de PSEM_2D (Plot Soil Erosion Model 2D) doit contribuer à mieux com-prendre l’interaction entre les processus hydrauliques et les processus d’érosion à l’échelle de la parcelle. Le ruissellement est distribué spatialement en fonction du microrelief. Les zones d’éro-sion diffuse et concentrée ne sont pas distinguées explicitement. Les mêmes processus d’érod’éro-sion sont impliqués sur toute la surface de la parcelle. La microtopographie et les conditions hydrau-liques rendent plus ou moins actifs les processus liés à la pluie ou à l’écoulement. Ces processus sont décrits à l’aide d’équations paramétrées qui ont été sélectionnées dans la littérature pour leur fondement le plus physique possible. Les sédiments sont représentés par une taille unique, dia-mètre médian. On suppose que les sédiments se déplacent en suspension dans l’écoulement mais leur concentration doit rester faible pour ne pas modifier significativement les propriétés hydro-dynamiques de l’écoulement. PSEM_2D est un outil en constante évolution qui doit permettre de tester plusieurs hypothèses de transport de sédiments, mais aussi toute paramétrisation des processus hydrologiques et d’érosion. Les paramétrisations disponibles dans la littérature ayant été développées le plus souvent pour des modèles à une dimension comprenant une description de l’hydraulique parfois sommaire, PSEM_2D offre l’occasion de les tester dans un cadre plus déterministe pour voir si elles ont toujours un sens. Le modèle a été présenté dans une

publica-tionNord and Esteves (2005) qui est jointe dans l’annexeA jointe dans l’annexe. Du fait de sa

complexité, il faut s’efforcer d’évaluer les résultats du modèle. Bennett (1974) affirmait que la construction d’un modèle d’érosion viable nécessite qu’autant voire plus d’attention soit consa-crée au calage et à la validation du modèle qu’à la formulation et à la résolution des équations mathématiques.

2.4.1 Les équations du Barré de Saint-Venant

Le ruissellement est décrit à l’aide des équations de Saint Venant. La formulation de ces équations à deux dimensions est la suivante (Zhang and Cundy,1989;Esteves et al.,2000) :

∂U h ∂x ⁺ ∂V h ∂y ⁺ ∂h ∂t ^{=R−I(x, y) (2.6)} ∂U ∂t ^+U ∂U ∂x ^+V ∂U ∂y ^+g ∂h ∂x^{−g(Sox−Sf x) = 0 (2.7)} ∂V ∂t ^+U ∂V ∂x ^+V ∂V ∂y ^+g ∂h ∂y ^{−g(Soy−Sf y) = 0 (2.8)}

oùU etV sont les vitesses locales moyennées sur l’épaisseur de la lame d’eau,hest l’épaisseur de la lame d’eau, R est l’intensité de la pluie, I est le taux d’infiltration,g est l’accélération de la gravité, x et y sont les coordonnées spatiales dans le plan et t est le temps. S_ox et S_{f x}

(respectivementS_oy etS_{f y}) sont les pentes du sol et les pentes d’énergie selon les directionsx et

y.

L’équation 2.6 est l’équation de continuité et les équations 2.7 et 2.8 sont les équations de quantité de mouvement dans les deux directions x et y du plan horizontal. Les pentes d’éner-gie sont estimées à l’aide des équations de Darcy-Weisbach développées pour un écoulement permanent et uniforme : S_{f x}=f ^U 8gh q U²+V² (2.9) S_{f y} =f ^V 8gh q U²+V² (2.10)

L’infiltration est calculée avec le modèle Green et Ampt. Le sol peut présenter une croûte de surface. La particularité du modèle est qu’il permet de résoudre les équations hydrodynamiques générales en deux dimensions avec d’une infiltration variable pour des évènements pluvieux com-plexes.

2.4.2 L’équation de conservation de la masse des sédiments en suspension

L’équation 2.3est reprise et formulée pour un écoulement à deux dimensions :

∂(hc) ∂t ⁺ ∂(U hc) ∂x ⁺ ∂(V hc) ∂y ⁼ D_{rd_d}+D_{rd_rd}+D_{f d_d}+D_{f d_e} ρ_s ^(2.11)

Elle est complétée par une équation de conservation de la masse de sédiments non-cohésifs présents dans la coucheld à la surface du sol :

∂(l_d) ∂t ⁼⁻ 1 ρ_s ^{Drd_rd+Df d_e} (2.12)

oùcest la concentration volumique de sédiments en suspension,ρ_s la masse volumique des sédi-ments,D_{rd_d}le taux de détachement par l’impact des gouttes de pluie de particules de la matrice de sol cohésive,D_{rd_rd} le taux de re-détachement par l’impact des gouttes de pluie de particules de la couche de sédiments non-cohésifsl_d,D_{f d_d} le taux d’arrachement/dépôt par l’écoulement de particules de la matrice de sol cohésive et D_{f d_e} le taux d’entraînement/dépôt par l’écou-lement de particules de la couche de sédiments non-cohésifs. Cette description implique que la matrice de sol et les fragments érodés sont représentés par un seul et même diamètre médian. La sélectivité granulométrique qui pourrait découler des processus d’érosion représentés n’est pas prise en compte par le modèle à ce stade. On fait deux hypothèses fortes de modélisation. La première a été évoquée précédemment. On considère que la vitesse moyenne des particules V_s

est égale à la vitesse moyenne de l’écoulementV. C’est tout à fait acceptable pour les sédiments fins, de taille inférieure ou égale à celle des limons (<20µm) qui voyagent en suspension quelque soient les conditions hydrauliques. C’est en revanche discutable pour les particules de taille su-périeure qui peuvent rouler, glisser ou être en saltation le long de la surface du sol. L’autre hypothèse consiste à dire que la concentration volumique en sédiments doit rester inférieure à0.1

pour que l’on puisse négliger l’influence de la présence des sédiments sur les propriétés hydrody-namiques de l’écoulement (Bennett, 1974). Il s’agit d’une hypothèse forte qui doit être vérifiée expérimentalement.

2.4.3 Les processus d’érosion représentés dans le modèle

Plusieurs processus d’érosion hydrique sont impliqués dans le modèle afin de représenter le plus fidèlement possible les processus observés expérimentalement et décrits dans le chapitre1. La figure 2.2 fait la synthèse des processus présents dans PSEM_2D. Tant que la contrainte de cisaillement de l’écoulement τ est inférieure à la contrainte de cisaillement critique pour l’entrainementτ_c, on considère que l’impact des gouttes de pluie contribue à casser les agrégats de la surface du sol et à redistribuer spatialement les sédiments. Cette phase comprend les deux situations queKinnell (1990,2005) appelle RD-ST (raindrop detachment and splash transport)

et RD-RIFT (rainfall detachment and rainfall-induced flow transport). RD-ST se produit en l’absence de lame d’eau à la surface du sol et RD-RIFT se manifeste quand la contrainte de cisaillement de l’écoulement est insuffisante pour entraîner les sédiments non-cohésifs appartenant à la couchel_d. Le modèle ne représente pas explicitement le transport de sédiments par splash ou par RIFT. On suppose que la surface du sol n’évolue pas durant cette phase. La concentration en sédiments reste nulle car l’équation 2.11 n’est pas active. En revanche la désagrégation et la redistribution de la matière associée à l’impact des gouttes de pluie sont prises en compte à travers le remplissage de la couche l_d qui joue le rôle d’une couche tampon. Cette phase est illustrée par la figure 2.2(a). La couche ld a des propriétés de résistance mécanique plus faibles que celles de la matrice de sol. Elle est composée de matériau non-cohésif. Durant cette phase, l’équation 2.12a une expression légèrement différente :

∂(l_d)

∂t ⁼

1

ρ_s^{(Drd) (2.13)}

où D_rd est le taux de désagrégation et de redistribution de sédiments par l’impact des gouttes de pluie.

Quand la contrainte de cisaillement de l’écoulement devient supérieure à la contrainte de cisaillement critique pour l’entraînement, l’écoulement a une capacité de transport et peut en-traîner les sédiments issus de la couche non-cohésive l_d. Cette phase correspond au phénomène RD-FT (rainfall detachment and flow transport) décrit par Kinnell (2005). Il peut se produire un pic initial de concentration en sédiments si les mécanismes activés durant la période oùτ < τ_c

ont généré une couche de sédiments non-cohésifs d’épaisseur substantielle. Par conséquent les mécanismes d’érosion dominés par l’action de la pluie ne sont pas négligés mais seulement dif-férés dans le temps. Lorsque tous les sédiments de la couche non-cohésive ont été entraînés par l’écoulement ou mis en mouvement par l’impact des gouttes de pluie, il faut plus d’énergie à l’écoulement pour arracher les sédiments issus de la matrice cohésive. La contrainte de cisaille-ment à dépasser est appelée contrainte de cisaillecisaille-ment critique pour l’arrachecisaille-ment de sédicisaille-ments de la matrice de solτ_sol. Certains auteurs ont essayé de relier cette contrainteτ_sol à la résistance au cisaillement du sol s (Leonard and Richard,2004) de façon à obtenir un paramètre du mo-dèle directement mesurable in situ. Cette démarche nécessite encore davantage d’études.Kinnell (2005) nomme cette phase FD-FT (flow detachment and flow transport). La figure2.2(b) illustre les mécanismes impliqués durant cette phase. Dans ces conditions l’équation 2.11 est active et

(a) (b) (c) D_rd Buffer layer l_d

Whent<t

Whent>t

Fig.2.2: Les processus d’érosion représentés dans PSEM_2D

l’équation de conservation de la masse de sédiments non-cohésifs de la couche l_d prend la forme présentée dans l’équation 2.12 dans un cas d’érosion nette (D_{f d_d} et D_{f d_e} > 0) et la forme