Etudier les sécheresses sous nos latitudes semble moins pertinent que dans des régions de basses latitudes, où des durées d’ensoleillement plus fortes et des pluies plus rares engendrent des évènements secs plus réguliers. Il faut dès lors distinguer la notion d’aridité de la sécheresse. Le terme aride est attribué à un climat où les précipitations sont insuffisantes pour assurer le maintien de la végétation, car toujours inférieures à l’évapotranspiration (Glossaire International d’Hydrologie). Le terme sécheresse caractérise une situation temporaire, ou saisonnière, de déficit en eau qui peut se produire sous des conditions climatiques humides, comme le climat océanique.
On distingue la sécheresse relative, représentant le manque d’eau par rapport aux besoins locaux, de la sécheresse absolue, caractérisée par une absence d’eau (Hufty, 2001). A partir de cette définition générale, on peut spécifier plusieurs types de sécheresses (Lambert, 1996) :
Météorologique, aussi appelée atmosphérique, caractérisée par un déficit de précipitations sur une période déterminée par le climat d’une région. En France on parle de sécheresse à partir de 15 jours où les précipitations sont inférieures à 1 mm/jour.
Pédologique, aussi appelée agricole ou édaphique, est la conséquence d’une sécheresse atmosphérique importante. On observe dans ce cas un déficit anormal de l’humidité du sol (réserve hydrique) entrainant un stress hydrique pour la végétation en place.
Hydrologique, qui fait suite à une sécheresse pédologique avancée. L’assèchement des sols peut conduire à un étiage plus ou moins sévère des cours d’eau, ainsi qu’à une baisse du niveau des nappes souterraines et des retenues.
Ces différents niveaux de sécheresse interagissent entre eux selon le diagramme présenté par la figure 1.3. Cette représentation des interactions entre les différents types de sécheresses reste théorique et, pour un espace donné, la situation observée peut être différente.
Figure 1.3 Représentation schématique des liens entre les différents types de sécheresse (d'après van Lanen et Peters, 2000)
Les sécheresses pédologiques, de par leur définition, traduisent les impacts d’un déficit de pluie prolongée à l’interface sol – atmosphère d’un territoire. C’est donc le type de sécheresse à suivre si l’on veut identifier la vulnérabilité des activités socio-économiques territoriales en lien avec le sol, telle que l’agriculture.
Différents indices permettent de suivre les sécheresses pédologiques en estimant l'eau disponible pour la végétation à partir de formules plus ou moins complexes. On compte, parmi les plus complexes, l'indice de sévérité des sécheresses de Palmer (PDSI) utilisé aux Etats-Unis d'Amérique. Cet indice prend en compte les différences cumulées pondérées entre les précipitations réelles et requises. Ces dernières dépendent, entre autres, de la recharge du sol, de l'évapotranspiration et du ruissellement (Palmer, 1965). L'indice de Palmer varie de 0 à -2 pour des périodes humides à très légèrement sèches ; de -2 à -4 pour des sécheresses modérées à sévères ; au-delà de -4 le niveau de sécheresse est classé comme extrême. En France, les sécheresses pédologiques sont suivies par Météo-France (Soubeyroux et al., 2008) grâce au Standardized SWI (SSWI) qui dépend de l’indice d’humidité des sols SWI (Soil Wetness Index).
Cet indice est calculé au sein de la chaîne de traitement SIM (SAFRAN-ISBA-MODCOU), comprenant un modèle atmosphérique : SAFRAN, un modèle de surface : ISBA, et un modèle hydrologique : MODCOU. Le calcul du SWI est fonction de la teneur en eau du sol, de la teneur en eau au point de flétrissement et à la capacité au champ (Najac et al., 2010). Le SWI varie globalement de 0 à 1 mais peut dépasser ces valeurs. Quand la valeur de l'indice tend vers 0 cela représente un état sec du sol, voire très sec si l'indice devient négatif. Quand le SWI tend vers 1 ou le dépasse, le sol est dit humide et peut atteindre un état de saturation.
Parmi les indices de sécheresses moins complexes à calculer on peut citer le déficit climatique et le déficit d'évaporation. Le déficit climatique correspond à la différence de précipitations avec l'évapotranspiration potentielle. Il illustre ainsi le manque d'eau éventuel pour combler la demande climatique. Le déficit d'évaporation (DE), également basé sur une formule peu complexe (1), prend cependant en compte un système plus complet que le déficit climatique puisqu'il intègre l'état pédologique. En effet, le calcul du déficit d'évaporation dépend de l'évapotranspiration réelle (ETR) qui est obtenue par calcul du bilan hydrique.
DE = ETP - ETR (1)
Le bilan hydrique correspond à un cycle partiel de l'eau (Pédelaborde, 1968 ; Franquin et Forest, 1977 ; Lambert, 1996) et est détaillé dans la partie suivante du fait de son intérêt pour le suivi des sécheresses. Ce type de bilan est en effet particulièrement utilisé pour suivre le comportement de l'eau à l'interface sol - atmosphère afin d'en déduire les vulnérabilités aux sécheresses de la végétation (Vaadia et al., 1961 ; Mounier, 1965 ; Choisnel, 1977 ; Mahboubi, 1980 ; Dubreuil, 1994 ; Milly, 1994 ; Granier et al., 1995 ; Ritchie, 1998 ; Soltani et Sinclair, 2012).
1.6.2 Un outil d'identification de la sécheresse pédologique : le bilan hydrique
La sécheresse atmosphérique s'estime facilement à partir de la quantité de précipitations tombée sur un secteur sur une période donnée. Pour repérer les sécheresses pédologiques la situation est
plus complexe puisqu'il faut faire interagir les données climatiques avec des données pédologiques. Le bilan hydrique est dès lors particulièrement adapté au suivi des sécheresses des sols, puisque dans sa version complète il intègre les précipitations, l'évaporation, l'écoulement (gravitaire et latéral) et l'humidité du sol et du sous-sol (Pédelaborde, 1968 ; Trzpit, 1978, Turc et Trzpit, 1985). L'humidité du sol est perçue à travers la réserve utile du sol qui correspond à la capacité d'un sol à retenir l'eau et traduit la quantité d'eau maximale utilisable par les plantes (Pédelaborde, 1968). La taille des réserves utiles est fournie par des pédologues à l'issue de campagnes de terrain au cours desquelles ils récoltent des informations relatives à la texture du sol, la granulométrie, la teneur en éléments grossiers et en matière organique, la profondeur du sol et la densité apparente (Bruand et al., 1996 ; Trouche et Morlon, 1999). Tous ces renseignements permettent de calculer la réserve utile du sol. On distingue donc la réserve utile, fixe dans le temps car fonction de la nature du sol, de la réserve hydrique des sols, qui traduit la teneur en eau du sol à un moment donné. Dans une version simplifiée du bilan hydrique (figure 1.4), qui sera utilisée dans cette thèse, l'écoulement horizontal n'est pas pris en compte.
Figure 1.4 Modèle de bilan hydrique
Le bilan hydrique traduit ainsi un système où les précipitations (P) non évaporées vont s'infiltrer dans le sol (I) et alimenter la réserve hydrique des sols (RH). L'évapotranspiration (ET) est alimentée par l'eau des pluies ainsi que par celle contenue dans la réserve utile, mais également par la transpiration des végétaux. Le bilan hydrique peut être utilisé à différentes échelles de temps : quotidien, décadaire, mensuel. Les variables climatiques et pédologiques interagissent dans un bilan hydrique selon les formules détaillées ci-dessous. Tout d'abord l'ETR est calculée à partir de l'évapotranspiration potentielle, des précipitations et de la réserve hydrique (2). Une fois l'ETR obtenue on calcule la valeur de réserve hydrique après alimentation de la végétation. Ce calcul pouvant vite devenir complexe à expliquer, les formules de RH sont détaillées en deux temps. La formule 3 présente l'assèchement estival (P < ETR) au cours duquel la valeur de RH va diminuer. La formule 4 illustre une situation hivernale (P > ETR) où, grâce à des précipitations plus importantes et une ETP plus faible, la teneur en eau des sols augmente.
Si P < ETP : ETR = P - RHi Si P > ETP : ETR = ETP (2)
On estime généralement que la réserve hydrique est à son maximum à la fin de l'hiver (Amat et al., 2008). Ce qui permet de commencer le cycle annuel du bilan hydrique au mois de mars avec RHi = RU. Au cours du printemps et de l'été RH va diminuer, pour se recharger à l'automne. On a ainsi un cycle annuel de la réserve hydrique (Lambert, 1996).
1.7 Les climats bretons façonnés par la géographie de la péninsule