Cycle Hydrologique

République Algérienne Démocratique et Populaire

Ministère de l’Enseignement Supérieur et de le Recherche Scientifique

Université des Sciences et de la Technologie Houari Boumédiène Faculté des Sciences de la Terre, de la Géographie et de l’Aménagement du Territoire

USTHB/FASTGAT

Cycle

Hydrologique

Chapitre : 01

Mme MAKHLOUF.N 03/10/2015

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Introduction générale

L’hydrologie est la science de la terre qui s’intéresse au cycle de l’eau, à sa distribution et à sa circulation dans la nature. Une partie de l’eau contenue dans le volume de notre planète se trouve répartie soit dans ses couches superficielles, soit dans l’océan, soit dans l’atmosphère terrestre ; elle évolue alors entre ces trois milieux en passant par une succession récurrente de phases qui constituent le cycle hydrologique. Sur les surfaces continentales, le cycle de l’eau fait intervenir essentiellement des interactions entre le sol, la biosphère et l’atmosphère, ainsi que la redistribution latérale de l’eau entre les différentes composantes du système.

Chapitre I : Introduction à l’Hydrologie de surface

1. Définition de l’hydrologie

L’hydrologie décrit le cycle de l’eau, à partir du moment où elle s’évapore de la mer et de la surface de la terre. Cette vapeur d’eau forme des nuages, qui retombent ensuite quelque part sur le sol sous forme de pluie. Une partie de cette eau s’infiltre dans le sol et devient de l’eau souterraine, alors qu’une autre partie coule dans les cours d’eau et les rivières, et rejoint à nouveau la mer. De là, le cycle de l’eau peut recommencer.

D'une façon très générale, l'hydrologie peut se définir comme l'étude du cycle de l'eau et l'estimation de ses différents flux. L'hydrologie au sens large regroupe :

 la climatologie, pour la partie aérienne du cycle de l'eau (précipitations, retour à l'atmosphère, transferts, etc.) ;

 l'hydrologie de surface au sens strict, pour les écoulements à la surface des continents ;

 l'hydrodynamique des milieux non saturés pour les échanges entre les eaux de surface et les eaux souterraines (infiltration, retour à l'atmosphère à partir des nappes, etc.) ;

 L’hydrodynamique souterraine pour les écoulements en milieux saturés.

L'hydrologie de surface est une science appliquée qui fait appel à des connaissances dans des domaines très divers :

 Météorologie et Climatologie : Etude des pluies et du retour à l’atmosphère

 Géologie, Géographie et Pédologie : Analyse du comportement hydrologique du bassin

 Hydraulique : Mesure et étude des écoulements à surface libre

 Statistique : Traitement des données, simulations…

 Calcul numérique : Propagation de crue, modélisations et optimisations…

 Informatique : Instrument de travail pour les calculs numériques, le stockage des données…

2. Domaines d'applications

Les domaines d'application de l'hydrologie de surface sont également très variés. Parmi les plus importants et les plus classiques, on notera :

 l'agriculture : irrigation, drainage ;

 l'étude des ressources en eaux : eau potable, eau pour l'industrie ;

 la lutte contre la pollution : étude des débits d'étiage évacuant les effluents, les calories ;

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 l'énergie hydraulique ;

 le transport solide (dépôt ou érosion) ; 3. Définition du cycle hydrologique

Le cycle hydrologique est un concept qui englobe les phénomènes du mouvement et du renouvellement des eaux sur la terre (Fig. 1).C’est une succession des phases par lesquelles l’eau passe de l’atmosphère à la terre et retourne à l’atmosphère : évaporation à partir des terres, des mers ou des nappes d’eau continentales, condensation en nuages, précipitations, accumulation dans le sol ou à sa surface et réévaporation.

Sous l'effet du rayonnement solaire, l'eau évaporée à partir du sol, des océans et des autres surfaces d'eau, entre dans l'atmosphère. L'élévation d'une masse d'air humide permet le refroidissement général nécessaire pour l'amener à saturation et provoquer la condensation de la vapeur d'eau sous forme de gouttelettes constituant les nuages, en présence de noyaux de condensation. Puis la vapeur d'eau, transportée et temporairement emmagasinée dans les nuages, est restituée par le biais des précipitations aux océans et aux continents.

La figure montre le cycle hydrologique : l'eau, de l'atmosphère, tombe sur terre sous forme de précipitation, pénètre dans les eaux de surface ou percole dans la surface de saturation et l'eau souterraine avant de remonter dans l'atmosphère par transpiration et évaporation pour recommencer le cycle.

Fig.1 : Cycle hydrologique

4. Composantes du cycle hydrologique 4.1. Précipitations

Sont dénommées précipitations toutes les eaux météoriques qui tombent sur la surface de la terre, tant sous forme liquide (bruine, pluie, averse) que sous forme solide (neige, grésil, grêle). Elles sont provoquées par un changement de température ou de pression. La vapeur d'eau de l'atmosphère se transforme en liquide lorsqu'elle atteint le point de rosée par refroidissement ou augmentation de pression. Pour produire la condensation, il faut également la présence de certains noyaux microscopiques, autour desquels se forment des gouttes d'eau

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condensées. La source de ces noyaux peut être océanique (chlorides, en particulier NaCl produit par l'évaporation de la mer), continentale (poussière, fumée et autres particules entraînées par des courants d'air ascendants) ou cosmiques (poussières météoriques). Le déclenchement des précipitations est favorisé par la coalescence des gouttes d'eau.

L'accroissement de poids leur confère une force de gravité suffisante pour vaincre les courants ascendants et la turbulence de l'air, et atteindre le sol. Enfin, le parcours des gouttes d'eau ou des flocons de neige doit être assez court pour éviter l'évaporation totale de la masse. Les précipitations sont exprimées en intensité (mm/h) ou en lame d'eau précipitée (mm) (rapport de la quantité d'eau précipitée uniformément répartie sur une surface)

4.2. L'évaporation et évapotranspiration

Se définit comme étant le passage de la phase liquide à la phase vapeur. Les plans d'eau et la couverture végétale sont les principales sources de vapeur d'eau. On parle de sublimation lors du passage direct de l'eau sous forme solide (glace) en vapeur. Le principal facteur régissant l'évaporation est la radiation solaire.

Le terme évapotranspiration englobe l'évaporation et la transpiration des plantes. On distingue:

 l'évapotranspiration réelle (ETR) : somme des quantités de vapeur d'eau évaporées par le sol et par les plantes quand le sol est à une certaine humidité et les plantes à un stade de développement physiologique et sanitaire spécifique.

 l'évapotranspiration de référence (ET0) (anciennement évapotranspiration potentielle) : quantité maximale d'eau susceptible d'être perdue en phase vapeur, sous un climat donné, par un couvert végétal continu spécifié (gazon) bien alimenté en eau et pour un végétal sain en pleine croissance. Elle comprend donc l'évaporation de l'eau du sol et la transpiration du couvert végétal pendant le temps considéré pour un terrain donné.

L'évaporation est une des composantes fondamentales du cycle hydrologique et son étude est essentielle pour connaître le potentiel hydrique d'une région ou d'un bassin versant

4.3. Condensation

Durant son ascension dans l'atmosphère, la vapeur d'eau se refroidit et finit par se condenser, généralement autour de minuscules particules de poussière dans l'atmosphère. En se condensant, elle redevient liquide ou passe directement à l'état solide (glace, grêle ou neige).

Ces particules d'eau s'assemblent pour former des nuages.

4.3. Ruissellement et écoulement

La pluie ou la fonte des neiges excessives peuvent produire un écoulement de surface vers les ruisseaux et les fossés. Le ruissellement est l'écoulement d'eau que l'on peut voir dans les ruisseaux, les lacs et les cours d'eau lorsque l'eau emmagasinée dans un bassin s'en écoule.

De par la diversité de ses formes, peut distinguer en premier lieu les écoulements rapides des écoulements souterrains plus lents. Les écoulements qui gagnent rapidement les exutoires pour constituer les crues se subdivisent en écoulement de surface (mouvement de l'eau sur la

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surface du sol) et écoulement de subsurface (mouvement de l'eau dans les premiers horizons du sol). L'écoulement souterrain désigne le mouvement de l'eau dans le sol.

4.4. L'infiltration et la percolation

L'infiltration désigne le mouvement de l'eau pénétrant dans les couches superficielles du sol et l'écoulement de cette eau dans le sol et le sous-sol, sous l'action de la gravité et des effets de pression.

La percolation représente plutôt l'infiltration profonde dans le sol, en direction de la nappe phréatique. Le taux d'infiltration est donné par la tranche ou le volume d'eau qui s'infiltre par unité de temps (mm/h ou m³/s). La capacité d'infiltration ou l'infiltrabilité est la tranche d'eau maximale qui peut s'infiltrer par unité de temps dans le sol et dans des conditions données.

L'infiltration est nécessaire pour renouveler le stock d'eau du sol, alimenter les eaux souterraines et reconstituer les réserves aquifères. De plus, en absorbant une partie des eaux de précipitation, l'infiltration peut réduire les débits de ruissellement.

5. Bilan hydrologique (hydrique)

Le bilan hydrologique permet d’estimer l’infiltration et le ruissellement dans un bassin versant en tenant compte des précipitations moyennes et de l’évapotranspiration réelle. Son équation est de la forme : P = ETR + I + R avec :

P : Précipitations moyennes annuelles (mm) ; ETR : Evapotranspiration réelle (mm) ;

I : la lame d’eau infiltrée (mm) ; R : la lame d’eau ruisselée (mm).

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Bassin Versant

Chapitre : 02

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I - LE BASSIN VERSANT

En tout point d'un cours d'eau, nous serons amenés à définir son bassin versant et à caractériser son comportement hydrologique.

I.1 - NOTION DE "BASSIN VERSANT"

Le bassin versant en une section d'un cours d'eau est défini comme la surface drainée par ce cours d'eau et ses affluents en amont de la section. Tout écoulement prenant naissance à l'intérieur de cette surface doit donc traverser la section considérée, appelée exutoire, pour poursuivre son trajet vers l'aval.

Selon la nature des terrains, nous serons amenés à considérer deux définitions.

I.1.1 - Bassin versant topographique

Si le sous-sol est imperméable, le cheminement de l'eau ne sera déterminé que par la

topographie. Le bassin versant sera alors limité par des lignes de crêtes et des lignes de plus grande pente comme le montre la figure ci-jointe.

I.1.2 - Bassin versant hydrogéologique

Dans le cas d'une région au sous-sol perméable, il se peut qu'une partie des eaux tombées à l'intérieur du bassin topographique s'infiltre puis sorte souterrainement du bassin (ou qu'à l'inverse des eaux entrent souterrainement dans le bassin).

Dans ce cas, nous serons amenés à ajouter aux considérations topographiques des

considérations d'ordre géologique pour déterminer les limites du bassin versant.

Cette distinction entre bassin topographique et hydrogéologique se justifie surtout pour les petits bassins.

En effet, lorsque la taille du bassin augmente, les apports et les pertes souterraines ont plus de chance de se compenser.

De plus, on peut admettre que le débit des cours d'eau est proportionnel à la surface du bassin, les échanges souterrains se font, eux, aux frontières et varient donc sensiblement comme le périmètre. Lorsque la taille du bassin augmente, la surface croît plus vite que le périmètre et la valeur relative des échanges souterrains par rapport au débit de surface tend à devenir

négligeable.

I.2 - CARACTERISTIQUES MORPHOMETRIQUES

L'utilisation de caractéristiques morpho métriques a pour but de condenser en un certain nombre de paramètres

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chiffrés, la fonction h = f (x,y) à l'intérieur du bassin versant (h altitude, x et y coordonnées d'un point du bassin versant).

Nous utiliserons trois types différents de paramètres morpho métriques.

 Le temps de concentration tc: il est composé de trois termesdifférents :

- Th : temps d’humectation= temps nécessaire l’imbibition du sol par l’eau qui tombe avant ruissellement

- Tr : temps de ruissellement ou d’écoulement =temps qui correspond à la durée d’écoulement de l’eau à la surface jusqu’à un système de collecte (cours d’eau naturel, collecteur)

- Ta ; temps d’acheminement= temps mis par l’eau pour se déplacer dans le système de collecte jusqu’à l’exutoire.

En pratique, c’est une grandeur difficile à évaluer. Il existe plusieurs formules d’usages courant, certaines relativement vieille comme la formule de Kirpich qui date de 1940 et a été élaborée à la suite des crues qui ont frappé le nord-est des Etats-Unis en 1936 ; les données ayant servi à l’élaboration de ces formules sont souvent indisponsables et il convient d’être particulièrement prudent dans l’utilisation de ces formules.

Formule de Kirpich

Tc : temps de concentration en mn ;

L : longueur du chemin hydraulique en m ; i : pente moyenne du cours d’eau en%

Formule de Turraza

Tc : temps de concentration en h ; S : surface du bassin versant en km² ;

L : longueur du chemin hydraulique le plus long en km ; im ; pente moyenne pondérée le long du thalwegs en % Formule de Venturi-Passini

tc : temps de concentration en h ;

: Coefficient de Venturi-Passini ( ; S : surface du bassin versant en km² ;

L : longueur du thalweg le plus long en m ;

im ; pente moyenne pondérée le long du thalwegs en % Relation anonyme :

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S : surface du bassin ;

L : longueur thalweg principal

P : rapport de la différence des altitudes extrêmes et de la longueur du thalweg principal Formule synthétique :

I : indice de pente globale (Ig)

L : longueur du rectangle équivalent (voir dans les pages suivantes)

I.2.1 - Caractéristiques de la disposition dans le plan (paramètres géométriques) I.2.1.1 – Surface du B.V ’’A’’

La surface du bassin versant est la première et la plus importante des caractéristiques . Elle s'obtient par planimétrage sur une carte topographique après que l'on y ait tracé les limites topographiques et éventuellement hydrogéologiques. La surface A d'un bassin s'exprime généralement en km²

I.2.1.2 – Longueur

a. Le périmètre du B.V (P) : On utilise différentes caractéristiques de longueur ; la première et une des plus utilisées est le "périmètre P du bassin versant"

Le périmètre est curvimétré sur carte cartographique mais, selon l'échelle de la carte, les détails sont plus ou moins nombreux et il en résulte des différences de mesures.

On définit par la suite, le rectangle équivalent comme le rectangle de longueur L et de largeur l qui a même surface et même périmètre que le bassin versant, soit à l'aide de : P = 2 . (L + l) et A = L . l

b. L’indice de forme ou coefficient de compacité de Gravelius "Kc " : la forme d’un bassin versant influence l’allure de l’hydrogramme à l’exutoire du bassin. L’indice admis par les hydrologues pour caractériser la forme du bassin versant est celui de compacité de Gravelius, qui est le rapport du périmètre du bassin versant au périmètre du cercle ayant même surface (appelée aussi coefficient de capacité) :

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A : surface et P : périmètre du bassin versant

Si le KG est proche de 1, on dit que le bassin est de forme circulaire et si KG supérieur à 1, le bassin a une forme allongée.

c. Le rectangle équivalent : On utilise également pour caractériser la forme d'un bassin, son "rectangle équivalent" (défini plus haut) et le rapport de la plus grande longueur à la plus grande largeur perpendiculaire. On calcule sa longueur et sa largeur en

appliquant :

L : longueur du rectangle équivalent, l : largeur du rectangle équivalent I.2.2 – Paramètres de relief

Le relief se détermine lui aussi au moyen d’indice ou de caractéristiques suivantes : a. Caractéristiques des altitudes (courbe hypsométrique)

En général, on ne s'intéresse pas à l'altitude moyenne mais plutôt à la dispersion des altitudes.

La courbe hypsométrique fournit une vue synthétique de la pente du bassin, donc du relief. Cette courbe représente la répartition de la surface du bassin versant en fonction de son altitude

2 12) , (1 1 1 12( ,

1 Kc

Kc A

L   1,12)2

( 1 1 12( ,

1 Kc

Kc A

l   

50%

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b. Les altitudes caractéristiques :

 Les altitudes minimales et maximales

 L’altitude moyenne : définit comme :

Avec :

H_moy : altitude moyenne du bassin (m) ; Ai : aire comprise entre deux courbe de niveau (km²) ; hi : altitude moyenne entre deux courbe de niveau (m) ; A : surface total du bassin versant (km²).

 Altitude médiane : 50% de la surface totale du bassin, sur la courbe hypsométrique.

c. Les pentes :

 La pente moyenne du bassin versant : plusieurs méthodes ont été développées pour estimer la pente moyenne du bassin. La méthode proposée par Carlier et Leclerc (1964) consiste à calculer la moyenne pondérée des pentes de toutes les surfaces élémentaires comprises entre deux altitudes données. Une valeur approchée de la pente moyenne est donnée par la relation suivante :

P= D.L/A

Avec p ou im : pente moyenne (⁰/00), L : longueur totale de courbe de niveau (km), D : équidistance entre deux courbes de niveau (m), A : surface du bassin versant (km²).

Cette méthode calcul donne de bons résultats dans le cas d’un relief modéré et pour des courbes de niveau simples et uniformément espacées. Dans les autres cas, il convient de styliser les courbes de niveau pour que leur longueur totale ait un sens réel vis-à-vis de la pente.

Si on connait les dimensions du rectangle équivalent : P= l.Dt/A

l : largeur du rectangle équivalent ; Dt est la dénivelée totale, A : surface du B.V Si L est la longueur durectangle équivalent

P= Dt/L

 Les indices de pente

a. Indice de pente de Roche Ip

M. ROCHE a proposé un indice de pente plus facile à calculer que le précédent : Ip est la moyenne de la racine carrée des pentes mesurées sur le rectangle équivalent, et pondérée par les surfaces.

A hi Hmoy



Dt

) / 1 (

1







i

xi d L xi

ip

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Ip : indice de pente (%) ; L : longueur de urectangle (m) ; xi : distance qui sépare deux courbes sur le rectangle (m) (la largeur du rectangle étant constante, cette distance est égale au facteur de pondération) ; d : distance entre deux courbes de niveau successives ( peut être variable) (m), d/xi : pente moyenne d’un éléments (%).

Formule de Roche simplifiée :

Ip= 0.0035 (Ig)^1/2

Avec :

Ip : indice de pente (%)

Ig : indice de pente globale (m/km) b. indice de pente globale Ig

L'indice de Roche étant cependant trop long à évaluer pour des études rapides, on a proposé un indice encore plus simple : la pente globale.

Ig=D/L

D étant la dénivelée ; D= h5 % - h95 %, définie sur la courbe hypsométrique ou même directement à l’œil sur la carte topographique ; L étant la longueur du rectangle équivalent.

Cet indice, très facile à calculer, est des plus utilisés. Il sert de base à une des classifications O.R.S.T.O.M. pour des bassins versants dont la surface est des l'ordre de 25 km² :

L’indice Ig décroit pour un même bassin lorsque la surface augmente, il était donc difficile de comparer des bassins de tailles différentes.

 Dénivelée spécifiques :

L'indice Ig décroît pour un même bassin lorsque la surface augmente, il était donc difficile de comparer des bassins de tailles différentes. La dénivelée spécifique Ds ne présente pas cet inconvénient : elle dérive de la pente globale Ig en la corrigeant

de l'effet de surface admis étant

inversement proportionnel à :

La dénivelée spécifique ne dépend donc que de l'hypsométrie (D = H5% - H95 %) et de la forme du bassin (l/L).

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Elle donne lieu à une deuxième classification de l'O.R.S.T.O.M., indépendante des surfaces des bassins :

I.2.3- CARACTERISTIQUES DU RESEAU HYDROGRAPHIQUE

Le réseau hydrographique est constitué de l'ensemble des chenaux qui drainent les eaux de surface vers l'exutoire du bassin versant. La définition d'un cours d'eau est difficile à donner avec précision, en particulier pour les cours d'eau temporaires. Selon le support

cartographique utilisé, on étudiera le réseau avec plus ou moins de détails : en photographie aérienne, on pourra déceler des thalwegs de très faibles extensions, tandis qu'on ne verra que les cours d'eau pérennes et importants sur une carte au 1/100 000 ème.

L'étude du chevelu hydrographique servant surtout à comparer des bassins entre eux, il suffit, dans la plupart des cas, de se fixer une définition du thalweg élémentaire et de l'appliquer pour l'étude de tous les bassins (par exemple : thalwegs = traits bleus temporaires ou pérennes sur carte I.G.N. au 1/50 000 ème).

Le réseau hydrographique peut se caractériser par trois éléments : sa hiérarchisation, son développement (nombres et longueurs des cours d'eau) et son profil en long.

I.2.3-1 / Hiérarchisation du réseau

Pour chiffrer la ramification du réseau, chaque cours d'eau reçoit un numéro fonction de son importance. Cette numérotation, appelée ordre du cours d'eau, diffère selon les auteurs. Parmi toutes ces classifications, nous adopterons celle de Strahler :

- tout cours d'eau n'ayant pas d'affluent est dit d'ordre 1,

- au confluent de deux cours d'eau de même ordre n, le cours d'eau résultant est d'ordre n + 1,

- un cours d'eau recevant un affluent d'ordre inférieur garde son ordre, ce qui se résume par :

n+n=n+1 et n+m=Max (n,m)

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Comme on le signale plus haut, la définition d'un thalweg peut changer selon le support utilisé. Des études effectuées sur des bassins versants en France permettent de définir la correspondance moyenne entre l'ordre lu sur la carte et l'ordre réel que révèle la photographie aérienne (selon F. HIRSCH) :

 Longueur caractéristiques

- Longueur du plus long thalweg (L) - Le profil en long :

Ces profils sont établis en portant en abscisses les longueurs développées à partir d'un point de référence et en ordonnées les cotes de l'eau dans le cours d'eau principal et dans ces affluents (parfois on donne la cote du fond). Ces profils sont parfois disponibles lorsque la navigation, où les besoins en hydroélectricité ont nécessité des études. Mais dans la plupart des cas, on devra faire ce relevé, soit par nivellement sur le terrain, soit plus sommairement à partir des cartes topographiques.

Les profils en long permettent d'estimer la pente moyenne du cours d'eau. Cette pente moyenne sert surtout dans l’évaluation des temps de concentration d'un bassin versant, ce temps de concentration étant lié à la vitesse de propagation des particules fines ; elle-même proportionnelle à :

On calcule généralement la pente moyenne I d'un cours d'eau par la formule suivante :

i

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Dans cette formule, le cours d'eau de longueur totale L est découpé en n tronçons j où la pente ij est constante sur une longueur lj.

- Degré de développement du réseau :

 Densité de drainage : elle est introduite par Hoston, est la longueur totale du réseau hydrographique par unité de surface du bassin

Avec Dd : densité de drainage (km/km²) ; Li : longueur de cours d’eau (km) ; A : surface du bassin versant (km²).

La densité de drainage englobe deux formes différentes de drainage.

 Densité de drainage permanente (Ddp) ; représente les thalwegs qui coulent en permanence.

 Densité de drainage temporaire (Ddt) ; représente les thalwegs qui coulent temporairement.

 La fréquence des thalwegs : c’est le rapport du nombre total de thalwegs d’ordre N à la surface du bassin :

F1=N/A où F1 est la densité hydrographique (km^-2) ; N : nombre de cours d’eau ; A : surface du bassin (km²)

On constate que les fortes densités de drainage et de fréquence de thalwegs traduisent en général des régions à soubassement imperméable avec un couvert végétal restreint et un relief montagneux. A l’opposé (faible densité de drainage et faible fréquence des thalwegs) se rencontre en région à substratum très perméable, à couvert végétal important et à relief peu accentué.

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 Le rapport de confluence (loi de Hoston) : c’est un nombre sans dimension exprimant le développement du réseau de drainage. il varie suivant l’ordre considéré. Il est défini comme étant le quotient du nombre de thalwegs d’ordre x par celui des thalwegs d’ordre x+1

Avec

Rc : rapport de confluence, Nx : nombre de cours d’eau d’ordre (x).

On observe que les rapports de confluence les plus élevés sont rencontrés sur les bassins de forme allongés et qui présentent des vallées étroites et pentues

 Le rapport de longueurs : il est donné par le quotient de la longueur moyenne des thalwegs d’ordre x+1 par celle des thalwegs d’ordre x. il est exprimé par la relation :

(li : longueur moyenne des cours d'eau d'ordre i).

La détermination de Rc et Rl se fait par voie graphique en portant Ni, li et i sur un graphique semi-logarithmique comme le montre la figure jointe. La pente de la droite moyenne permet de déterminer la raison de la progression

géométrique.

 Rapport de torrentialité : on l’exprime par la relation : Ct= Dd. F1 F1 représente la fréquence des thalwegs d’ordre 1

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I.2.3-2 / conséquence hydrogéologiques (à titre indicatif) :

Pour certains auteurs, les données morphométriques des bassins versants peuvent trouver leur usage en hydrogéologie. C’est ainsi B.Rambert a montré que la densité de drainage (Dd) pouvait servir d’une part d’index pour évaluer les écoulements souterrains et d’autre part comme élément de cartographie hydrogéologique. C’est ainsi qu’il propose la relation : T= k.Dd^-2

Où T : transmissivité et K : perméabilité.

De même, à partir de bassin étudiés, Carlston a démontré que l’écoulement et la densité de drainage sont génétiquement liés à la transmissivité globale des terrains. Il devait exprimer cette liaison par :

Qb=0.66xDd^-2 où Qb représentele débit de base I.3 Caractéristiques agro-pédo-géologiques

I.3-1 La couverture du sol

- Eau d’interception est en partie soustraite à l’écoulement

- Evapotranspiration par les végétaux varie selon la nature des végétaux - La végétation atténue les crues :

La caractérisation du couvert végétal passe par la détermination des pourcentages des surfaces occupées par chaque type de végétation. Etant donné l’importance du rôle joué par la forêt, on traduit parfois sa présence par un indice de couverture forestière K :

On peut calculer ce type d’indice avec d’autres couvertures végétales telles que les cultures.

- Les surfaces urbanisées : en raison de leurs imperméabilités, les surfaces urbanisées augmentent l’écoulement de surface, réduisent les infiltrations et la recharge des nappes, et diminuent le temps de concentration

On calcule souvent un taux d’imperméabilité qui est le rapport entre les surfaces imperméables totale.

- Le coefficient est fortement influencé par la couverture du sol et reflète la capacité des sols à ruisseler en fonction uniquement de la couverture du sol I.3-2 la nature du sol : en hydrologie, il est bien connu que l’humidité de surface

antérieure à une précipitation conditionne très fortement le ruissellement et l’infiltration efficace de la pluie dont tout ou partie peut recharger les aquifères

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I.3-3 caractéristiques géologiques

Il existe une relation directe entre la géologie d’un bassin versant et ses caractéristiques physiographiques. L’hydrologue se contente généralement de caractériser la géologie d’après le comportement hydrogéologique du bassin. L’O.R.S.T.O.M a proposé une classification en cinq groupes :

classe intitulé Exemple

P1 Perméable à aquifère drainant

ou non drainé

Formation gréseuse dont les exutoires sont à l’extérieur du

bassin

P2 Perméable à aquifère drainé Formation gréseuse dont les

sources alimentent le réseau

P3 Perméabilité moyenne ou

faible

Alternance de marnes et calcaires

P4 karstique

Formation calcaire, perméabilité de fissures et développement d’un réseau

souterrain

P5 imperméable Terrain marneux, cristallin, etc.

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Précipitation

Chapitre : 03

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1. Définition des précipitations

Le mot précipitation désigne tout ce qui provient de l'atmosphère sous forme d'eau liquide ou solide. On utilise le mot hydrométéore pour parler de toutes les particules d'eau (gouttelettes, gouttes, neige, grêle, etc.) qu'on trouve dans l'atmosphère. Elles sont provoquées par un changement de température ou de pression.

Les précipitations constituent un élément très important du cycle hydrologique.

2. Genèse des précipitations

Pour qu’il y’ait précipitation, il faut à l’origine que deux conditions soient satisfaites - D’abord, qu’il y ait présence d’humidité.

- Ensuite, que par refroidissement, la masse d’air soit amenée à saturation.

- L’élévation de la masse d’air permet le refroidissement général nécessaire.

Cependant, la saturation n’est pas une condition suffisante à la condensation, qui requiert également la présence d’un noyau de condensation autour duquel la goutte ou le cristal se forme (impuretés en suspension dans l'atmosphère d'origines variées - suie volcanique, Nom du

phénomène Description du phénomène et nom de son hydrométéore

Brouillard Le brouillard est constitué de fines gouttelettes d'eau en suspension formant un nuage près du sol. Il abaisse la visibilité au-dessous de 1 km.

Bruine La bruine est une précipitation de fines gouttes d'eau froides qui tombent très lentement.

Brume

La brume est constituée de microscopiques gouttelettes d'eau en suspension près du sol (c'est un brouillard léger). Elle n'abaisse pas la visibilité au- dessous de 1 km (comme le fait le brouillard).

Givre

Le givre est un dépôt de glace blanche sur les objets plus froids que 0°C.

Cette glace est formée à partir de la congélation de la vapeur d'eau, du brouillard ou de la brume.

Grêle La grêle est une précipitation de masses de glace que l'on nomme grêlons.

Grésil Le grésil est une précipitation de petits globules de cristaux de neige ou de glace.

Neige La neige est une précipitation de cristaux de glace en forme de flocons.

Pluie La pluie est une précipitation de gouttes d'eau.

Rosée La rosée est l'apparition de petites gouttes d'eau sur les objets refroidis à l'extérieur.

Verglas Le verglas est une couche de glace qui se forme lorsque des gouttes de pluie gèlent brusquement au contact du sol.

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cristaux de sable, cristaux de sel marin, combustions industrielles, pollution) ; autour desquels les gouttes ou les cristaux se forment. Lorsque les deux conditions sont réunies, la

condensation intervient sur les noyaux ; il y a alors apparition de gouttelettes microscopiques qui grossissent à mesure que se poursuit l'ascendance, celle-ci étant le plus souvent la cause génératrice de la saturation. Les noyaux de condensation jouent en faite un rôle de catalyseur pour la formation de gouttelettes d’eau.

Pour qu’il y ait précipitations il faut encore que les gouttelettes ou les cristaux composant les nuages (les hydrométéores) se transforment en gouttes de pluie. Ce phénomène est lié à l'accroissement de ces éléments dont la masse devient suffisante pour vaincre les forces d'agitation. Ce grossissement peut s'expliquer par les deux processus suivant :

 l'effet de coalescence ; Il y a grossissement par choc et fusionnement avec d'autres particules. Du fait de la dispersion des vitesses, le cristal en se déplaçant, soit en chute libre, soit par turbulence, entre en collision avec les gouttelettes surfondues ; la

congélation de celles-ci augmente le volume du cristal. Il en est de même pour les gouttelettes de diamètre supérieur à 30 microns qui entrent en collision avec des gouttelettes de diamètre inférieur. Ce processus provoque un accroissementrapide de leur dimension et donc de leur masse augmentant leur vitesse de chute.

 l'effet Bergeron ; Dans la partie du nuage où la température est négative mais supérieure à -40°C, coexistent des cristaux de glace et des gouttelettes d'eau

surfondues (eau liquide avec une T°<0°C, l'eau pure ne se solidifie pas à 0°C mais en dessous de - 40°C). Autour d'un cristal de glace, l'air est saturé à un taux d'humidité plus bas qu'autour d'une gouttelette d'eau surfondue. Suite à cette différence

d'humidité, il apparaît un transfert de la vapeur d'eau des gouttelettes vers les cristaux.

Par conséquent, les gouttelettes s'évaporent tandis qu'il y a condensation autour des cristaux. Lorsque la masse du cristal est suffisante, il précipite. S'il traverse une région à température positive suffisamment épaisse (souvent à partir de 300 m dans les nuages stables) et si la durée de chute le permet, il fond et donne lieu à de la pluie. Le même processus de grossissement a lieu entre deux gouttelettes à des températures différentes (la plus froide grossit au détriment de la plus chaude).

3. Types de précipitations

Il existe différents types de précipitations : les précipitations convectives, les précipitations orographiques et les précipitations frontales (Fig.1).

22 Figure-1 - Principaux types de précipitations : Convectives, orographiques et frontales.

3.1 Les précipitations convectives : Elles résultent d'une ascension rapide des masses d'air dans

l'atmosphère. Les précipitations résultantes de ce processus sont en général orageuses, de courte durée (moins d'une heure), de forte intensité et de faible extension spatiale.

Ce type de précipitation est caractéristique de la zone équatoriale, elles ont aussi lieu dans les zones tempérées pendant la période estivale sous forme d’orage.

3.2/ Les précipitations orographiques : Comme son nom l'indique (du grec oros, montagne), ce type de précipitations sont liées à la présence d'une barrière topographique particulière et ne sont pas, par conséquent, spatialement mobiles. Les caractéristiques des précipitations orographiques dépendent de l'altitude, de la pente et de son orientation. En général, elles présentent une intensité et une fréquence assez régulières.

Ces précipitations ont lieu sur les versants exposés aux vents.

L’autre versant « sous le vent » n’est traversé que par des courants déchargés en grande partie de leur humidité. On a alors des vents chauds et secs. C’est ce que l’on appelle l’effet de « Foehn ».

3.3/ Les précipitations frontales ou de type cyclonique : Elles sont associées aux surfaces de contact entre les masses d'air de température, de gradient

thermique vertical, d'humidité et de vitesse de déplacement différents, que l'on nomme fronts. Ces précipitations sont généralement importantes, longues, étendues, plus fréquentes mais peu intenses. La précipitation moyenne annuelle établie sur un grand nombre d'année (hauteur moyenne des

précipitations annuelles tombant à un endroit donné) est aussi appelée sa valeur normale, son module annuel ou sa valeur interannuelle.

23

4. Régime des précipitations :

Une classification pluviométrique générale basée sur les données annuelles est fournie par le tableau suivant :

5. Mesure des précipitations 5-1 Difficultés de la mesure

Les mesures de précipitations intéressent des secteurs d'activités assez divers mais principalement la météorologie, l'agriculture, l'hydrologie, etc.

De nos jours, il est encore fréquent d'avoir à installer de nouvelles stations pluviométriques pour les besoins d'une étude. L'idée est de mesurer la quantité d'eau tombée au sol durant un certain intervalle de temps ; or, ceci n'est pas aussi facile qu'il y paraît

La taille de l'échantillon est absurdement faible puisqu'avec une surface réceptrice ne

dépassant pas 2000 cm², on espère dans le meilleur des cas, représenter la pluie sur quelques km²; on échantillonne donc quelques dix millionièmes de la surface ;

Nom Caractéristiques

Régime équatorial humide

- plus de 200 cm de précipitations annuelles moyennes - à l'intérieur des continents et sur les côtes

- région typique de ce régime : bassin de l'Amazone

Régime subtropical humide en Amérique

- entre 100 et 150 cm de précipitation annuelle moyenne - à l'intérieur des continents et sur les côtes

- région typique de ce régime : pointe sud-est de l'Amérique du Nord

Régime subtropical sec

- moins de 25 cm de précipitation annuelle moyenne - à l'intérieur des continents et sur les côtes ouest - région typique de ce régime : le sud du Maghreb

Régime intertropical sous l'influence des alizés

- plus de 150 cm de précipitation annuelle moyenne - sur des zones côtières étroites ; humidité

- région typique de ce régime : côtes est de l'Amérique centrale

Régime continental tempéré

- entre 10 et 50 cm de précipitation annuelle moyenne - à l'intérieur des continents ; il en résulte des déserts ou des steppes

- région typique de ce régime : plaines de l'ouest du continent nord-américain

Régime océanique tempéré

- plus de 100 cm de précipitation annuelle moyenne - sur les côtes ouest des continents

- région typique de ce régime : la Colombie britannique, l'Europe

Régime polaire et arctique

- moins de 30 cm de précipitation annuelle moyenne - se situe au nord du 60e parallèle ; formation de grands déserts froids

région typique de ce régime : le Grand Nord canadien

24

Les précipitations sont par ailleurs très sensibles au vent, ce qui explique que l'introduction de l'appareil occasionne une perturbation de la circulation et ainsi, une modification des

précipitations ;

Signalons que pour la neige, on peut souvent se contenter de mesurer son équivalent en eau, mais dans ce cas, encore faut-il que les flocons aient bien voulu se poser dans la surface réceptrice.

 Mesure de l’équivalence en eau des chutes des neiges :

Tous les pluviographes sont aptes à mesurer l’équivalent en eau des précipitations sous forme solide qui atteignent le capteur. En effet, il suffit de leur adjoindre un système de réchauffement pour que la neige ou la grêle fondue au contact de l’entonnoir. Pour les pluviographes mécaniques, on leur adjoint généralement un chauffage au gaz propane, la bouteille, le brûleur et le thermostat prenant place dans la cabine. Pour les appareils à transducteur, la place réduite conduit à utiliser un

chauffage électrique.

Notons tout de suite que néanmoins, ces appareils ne donnent qu’une estimation très grossière des chutes de neige car les flocons sont très soumis aux vents qui perturbent les appareils.

Tout récipient à parois verticales peut servir d’appareil de mesure des précipitations.

Cependant, en raison de la variation de la direction du vent les récipients doivent avoir la même taille, les mêmes dimensions et être exposés de la même manière pour aboutir à des mesures comparables (mêmes conditions d’implantation). Le récipient de mesure est, en fait, normalisé et s’appelle pluviomètre s’il s’agit du récipient seul, un pluviographe, si l’appareil est relié à un système de mesure automatique (d’enregistrement).

6 - Appareils de mesure 6.1 – Les pluviomètres

Le modèle le plus courant est le pluviomètre " association ", il est composé de trois parties :

 Un seau en zinc

 Un entonnoir de même métal formant la surface collectrice, et comportant un trou assez petit pour diminuer les pertes par évaporation.

 Une bague circulaire de 226 mm de diamètre limitant la surface de réception de 400 cm²

25

Hellmann (200Cm²) :1m Hôhe Le pluviomètre est généralement installé sur un support de telle façon que le niveau de la bague soit à 1,5 m au-dessus du sol. La surface réceptrice doit être horizontale et l'appareil doit être éloigné de tout obstacle.

Si durant un intervalle de temps t, on a récupéré un volume V à travers la surface réceptrice S, la hauteur de pluie H_t tombée est :

Pour effectuer cette mesure, on verse le contenu du seau dans une éprouvette graduée en millimètres (fonction de la surface réceptrice S). La précision de la mesure est au mieux de l'ordre de 0,1 mm. En Suisse, toute précipitation supérieure à 0,5 mm est considérée comme pluie effective.

En général, les mesures sont effectuées par un observateur une ou deux fois par jour à 6 h et 18 h T.U. Dans les zones isolées cet intervalle peut être plus long

Quelle que soit la forme de la précipitation, liquide ou solide, on mesure la quantité d'eau tombée durant un certain laps de temps. On l'exprime généralement en hauteur de précipitation ou lame d'eau précipitée par unité de surface horizontale (mm). On définit aussi son intensité (mm/h) comme la hauteur d'eau précipitée par unité de temps.

L'appareil le plus répandu en Algérie était le pluviomètre "Association" de 400 cm² de surface et disposé sur un pied à 1,5 m du sol. Il existe des pluviographes ayant des surfaces de 200, 400, 1000 et 2000 cm². (US Weather Bureau, Hellmann …)

L'O.M.M. préconise de faire les mesures à 1 m du sol et on voit se développer des appareils de 400 cm² en plastique dont le seau transparent est gradué et possède une éprouvette incorporée. Bien que les surfaces réceptrices soient identiques, les mesures divergent du fait du changement de hauteur : 1,5 ou 1 mètre et du changement de matériaux : tôle ou plastique, ce qui modifie les condensations sur les parois du récepteur.

B ague réceptrice En to nno ir Ep ro uvette Seau

Su ppo rt

t ou h



  t I h

26

6.2 – Les pluviographes

Ces appareils sont destinés à l'enregistrement de la hauteur de pluie cumulée en fonction du temps. Deux types principaux ont eu un certain développement : les pluviographes à augets basculeurs et ceux à siphons. Actuellement, ces derniers tendent à être abandonnés.

6.2. a- Les pluviographes à augets basculeurs ont la partie captante commune avec les pluviomètres ; ils en diffèrent par la partie réceptrice en aval de l'entonnoir. L'eau est dirigée par un court tube vers les augets de mesures. Ceux-ci sont

disposés symétriquement par rapport à un axe de rotation horizontal. Dans la situation du schéma ci-contre, l'auget de gauche est en train de se remplir alors que celui de droite s'est déjà vidé. Lors du remplissage, le centre de gravité de

l'ensemble des deux augets se déplace vers la gauche jusqu'à dépasser la verticale de l'axe de rotation ; l'ensemble bascule alors vers la gauche et l'auget plein se vide alors que celui de droite est venu en position de remplissage.

 Précision des appareils : Les pluviographes présentent l’inconvénient de sous-estimer systématiquement les fortes intensités. Les gouttes de pluie éclaboussent vers

l’extérieur des augets lorsque l’ensemble est à l’horizontale ; l’inertie de l’appareillage fait que, durant le basculement, les gouttes continuent d’arriver et font déborder l’auget. Enfin, l’appareillage perturbe le champ des vitesses du vent. Malgré des améliorations constantes, la sous estimation varie de 4 à 10% pour les intensités de 75 à 250mm/h

B utées Auget se remplissan r

et allant b asculer

Auget vide après basculement Axe de

basculement Niv eau d'amo rçag e

Flotteur

Stylet inscrip teu r Tambo ur

enregistreu r

P luviogra phe à a uge ts bascule urs P luviogra phe à sy phon

27

Les augets sont tarés de façon à ce que le basculement se produise lorsqu'ils contiennent 20 g d'eau. La partie captante ayant des surfaces de 2 000 cm², 1 000 cm² ou 400 cm², un

basculement correspond à 0,1 mm, 0,2 mm ou 0,5 mm de pluie. (Les deux dernières surfaces sont celles préconisées par l'O.M.M.).

Soit : 20g=>0,1 mm, 0,2 mm ou 0,5 mm de pluie

Pour comptabiliser les basculements, deux systèmes sont possibles :

 Enregistrement mécanique :

Chaque basculement provoque, par un système d'ancre, l'échappement d'une roue dentée. La rotation de cette roue entraîne mécaniquement le déplacement d'un stylet inscripteur sur un cylindre entraîné lui-même par un mouvement d'horlogerie. Ces appareils sont destinés à l’enregistrement de la hauteur de pluie cumulée en fonction du temps

La vitesse d'entraînement du tambour est variable ; un système de démultiplication permet d'établir une rotation complète en un jour, une semaine, deux semaines ou un mois. En fonction de ces vitesses, l'intervalle de temps minimum sur lequel on peut effectuer une lecture varie de quelques minutes à une heure.

L'ensemble de l'appareillage est assez volumineux, ce qui nécessite de placer sous la partie réceptrice un boîtier cylindrique protégeant l'appareillage. L'importance du boîtier perturbe le vent et affecte donc la mesure de la pluie.

L'intérêt du pluviographe est important car il permet de connaître l'intensité des précipitations exprimées en millimètres par heure ou par minute, à chaque instant au cours d'une averse. Le plus connu est le pluviographe à augets basculeurs.

6.2. b- Les pluviographes à flotteur : il enregistre les augmentations de la hauteur d’eau en fonction du temps.

28

 Le nivomètre sert à mesurer la quantité de neige tombée depuis la dernière fois où on a pris une mesure (dernière chute de neige).

7. Réseau d'observation et publication des données 7.1 Le réseau d'observation

Pour un bassin versant donné ou une région donnée, les stations pluviométriques forment un réseau d'observations. Elles fournissent des mesures ponctuelles.

Les données relatives aux stations sont d'une haute importance pour les statistiques climatiques, la planification et la gestion des ressources et les projets de construction ; la nature et la densité des réseaux doivent donc tenir compte du phénomène observé, du but des observations, de la précision désirée, de la topographie, de facteurs économiques ou d'autres encore.

La représentativité des précipitations par les mesures est fonction du réseau d'observation.

Plus celui-ci est dense, meilleure est l'information et plus l'ensemble des mesures est représentatif de la lame d'eau tombée sur une surface donnée. Cependant le réseau est le résultat d'un compromis entre la précision désirée et les possibilités ou charges

d'exploitation. Le réseau devra donc être planifié. Il existe plusieurs théories sur la planification optimale d'un réseau, mais elles donnent des résultats approximatifs, qui doivent toujours être adaptées aux contraintes locales et financières.

L'hydrologue devra donc faire appel à son expérience de terrain pour planifier un réseau. Il tiendra compte du relief et du type de précipitations (frontales, orographiques,

convectives). Il s'assurera également des facilités d'accès, de contrôle et de transmission des informations (par l'homme ou par télétransmission : téléphone, satellite, etc.).

29

7.2 – Implantation des appareils de mesure

Le site d’implantation d’un pluviomètre (ou pluviographe) doit : - être représentatif du secteur en étant exposé aux vents

- être éloigné de tout obstacle en général à une distance minimum égale à 4 fois la hauteur de l’obstacle (arbre, bâtiment, …)

- à proximité de résidence de l’observateur.

- la surface réceptrice doit être rigoureusement horizontale : on admet qu’un écart de 1

% peut provoquer des erreurs de l’ordre de 1 %.

Après chaque installation, il convient d’établir une fiche descriptive du site avec croquis et photos, ce qui permettra, dans le futur, d’établir les changements survenus sur le site.

Plusieurs pluviomètres et/ou pluviographes sont nécessaires pour étudier la variabilité spatiale des précipitations. Ces appareils forment ce que l’on appelle un réseau pluviométrique.

 La densité du réseau doit tenir compte de 3 facteurs : - La nature des précipitations qu’on veut étudier, - Le but de l’étude,

- L’aspect économique : coût de l’appareil, de son installation, de son entretien, des mesures (salaire de l’observateur et sa disponibilité).

Les densités suivantes ont été proposées :

1- Régions de plaine en zones tempérées, méditerranéennes et tropicales : un appareil pour tous les 600 à 900 km²,

2- Régions montagneuses en zones tempérées, méditerranéennes et tropicales : un appareil pour tous les 100 à 250 km²,

3- Pour les zone arides : un appareil pour tous les 1500 à 10 000 km².

Les règles d’implantation des appareils de mesure ne sont pas toujours faciles à respecter en particulier en montagne et en forêt. Par ailleurs, si les appareils autonomes peuvent être installés a priori à n'importe quel point, les pluviomètres imposent de les installer à proximité de la résidence de l'observateur.

30

Le choix d'un site est donc un compromis entre des impératifs techniques, économiques et humains. Il garde donc un côté subjectif important.

7-3 Calcul du réseau pluviométrique optimal

Le calcul du nombre de stations requises, fait pour avoir une idée plus juste de la hauteur moyenne de précipitations sur une région, est un problème statistique :

Lorsque la hauteur moyenne de pluie est calculée à l’aide d’une simple moyenne

arithmétique, on obtient le nombre optimal de pluviomètres dans une région (ou bassin) par l’équation suivante :

Où N : nombre optimal de pluviomètres, E : est le pourcentage d’erreur admissible,

Cv : le coefficient de variation des hauteurs de pluie aux stations pluviométriques existantes :

Avec ;

S : écart-type

Moyenne des hauteurs de pluie des stations pluviométriques existantes.

Avec :

Où n : nombre de pluviomètres existants.

Exemple d’application N°01 :

a/ Détermination du nombre de stations pluviométriques (N) :

Supposons un bassin versant avec 04 pluviomètres tel que montré à la figure suivante :

 

 



 

  



2 1

2

2

.

1

1 x n x s n

n

i i

s

s 

31

avec : ou

Soit :

Le nombre optimal de pluviomètres qui seraient nécessaires pour évaluer la précipitation moyenne avec un % d’erreurs inférieur ou égal à 10 % est :

Soit 11 stations

Le nombre actuel, soit 4 pluviomètres, n’est donc pas suffisant pour évaluer les précipitations dans l’aire réceptrice avec un pourcentage d’erreur admissible inférieur ou égal à 10 %.

Il est donc nécessaire de prévoir 07 pluviomètres supplémentaires.

8– Fréquence des observations

Les pluviomètres ne sont guère plus installés que sur des sites où on étudie les pluies à une échelle de temps journalière. Un observateur local relèvera la mesure une ou deux fois par jour et transmettra ses observations au bureau central une fois par mois

Dans les autres cas, l'installation d'appareils enregistreurs permet d'espacer les visites

Les autonomies théoriques atteignent plusieurs mois ; cependant, il est bon de procéder à des visites au moins mensuelles, car les appareils nécessitent un petit entretien (par exemple, déboucher l'orifice d'un entonnoir que les oiseaux remplissent une fois sur deux en se posant sur la bague d'un pluviomètre). D'autre part, les pannes sont toujours possibles (ne serait-ce qu'un feutre à sec). Dans ce cas, on ne perd qu'un mois au maximum d'informations.

Notons également que la lecture immédiate d'un enregistrement permet de détecter une anomalie de fonctionnement. Les appareils procédant à un stockage sur support magnétique devront donc de préférence voir ce système doubler d'un enregistrement sur papier ou sur compteur numérique.





i

x

x n

1

1 





4

1

i

x

x  ^{79 . 7 54 . 0 41 . 2 44 . 4} 

4

1   



x x  54 . 83 mm





4

1

2

 79 . 7  54 . 0  41 . 2  44 . 4  12936 . 9 mm



x

 

 



 

  



2 1

2

2

.

1

1 x n x s n

n

i

i

 ^{12936 . 9 4 * 3006 . 3} 

3

2

 1 

s

 

2

12936 . 9 12025 . 31 303 . 86 mm 3

1  

 s

8 . 31 100

83 * . 54

43 .

%) 17 ( 100

.  

 x C

s

mm 43 .

 17

s x  54 . 83 mm

11 . 10 10

8 .

31 ²

2

 



 







 



 E

N C^v

32

9– Publication des résultats :

Chaque station pluviométrique ou pluviographique est exploitée à l'échelle journalière. En fin de mois ou plus généralement en fin d'année, on établit un annuaire pluviométrique où

figurent pour chaque poste :

• les pluies journalières (de 6 h T.U. à 6 h T.U.) ;

• les totaux décadaires ;

• les totaux mensuels ;

• les totaux annuels ;

Le nombre de jours de pluie et des informations particulières sur les phénomènes exceptionnels qui ont pu se produire dans l'année.

Ces données sont archivées sur support informatique (facilement pour les enregistreurs sur support magnétique) ou encore à l'état brut des originaux papiers.

10. Notion d'averses et d'intensités

On désigne en général par "averse" un ensemble de pluies associé à une perturbation météorologique bien définie. La durée d'une averse peut donc varier de quelques minutes à une centaine d'heures et intéresser une superficie allant de quelques kilomètres carrés (orages) à quelques milliers (pluies cycloniques). On définit finalement une averse comme un épisode pluvieux continu, pouvant avoir plusieurs pointes d'intensité. L'intensité moyenne d'une averse s'exprime par le rapport entre la hauteur de pluie observée et la durée t de l'averse :

I= h/t

I : intensité moyenne de la pluie [mm/h, mm/min] ou ramenée à la surface [l/s.ha] ; h : hauteur de pluie de l'averse [mm] ;

t : durée de l'averse [h ou min].

L'intensité des précipitations varie à chaque instant au cours d'une même averse suivant les caractéristiques météorologiques de celle-ci. Plutôt que de considérer l'averse entière et son intensité moyenne, on peut s'intéresser aux intensités observées sur des intervalles de temps au cours desquels on aura enregistré la plus grande hauteur de pluie. On parle alors

d'intensité maximale.

Deux types de courbes déduites des enregistrements d'un pluviographe (pluviogramme) permettent d'analyser les averses d'une station :

 La courbe des hauteurs de pluie cumulée : pluviogramme,

 le hyétogramme, le graphique (ou histogramme) des intensités (mm/h).

- Le hyétogramme : est la représentation, sous la forme d'un histogramme, de

l'intensité de la pluie en fonction du temps. Il représente la dérivée en un point donné, par rapport au temps, de la courbe des précipitations cumulées. Les éléments

importants d'un hyétogramme sont le pas de temps Dt et sa forme. Communément, on choisit le plus petit pas de temps possible selon la capacité des instruments de mesure.

Quant à la forme du hyétogramme, elle est en général caractéristique du type de l'averse et varie donc d'un événement à un autre.

33

Le critère de continuité d'un épisode pluvieux varie selon le bassin versant. Généralement, deux averses sont considérées comme distinctes : (1) si la précipitation H tombant durant l'intervalle de temps t qui les sépare est inférieure à un certain seuil et (2) si cet intervalle de temps est lui-même supérieur à une certaine valeur définie compte tenu du type de problème étudié. En représentant les averses sous forme de hyétogrammes, la problématique de la séparation des averses se résume comme suit :

Conditions pour la distinction de deux averses consécutives (1) H durant t < seuil (par exemple 2 mm) et (2)

t > durée choisie en fonction du problème (par exemple 1 heure)

Application :

Dépouillement d’un pluviomètre S=400Cm²

P=20g d’eau= 20 Cm³= H X S= 400 X H => H=20/ 400= 0.05Cm= 0.5m H=0.5mm

01 Basculement=>0.5mm 02 Basculements=>1mm

34

Intensité lame ruiselée temps DT(h) Pp (mm) p cumulée I=h/t Lr= (I-LAM)t

11-11h20 1/3 5 5 15 3

11h20-11h30 1/6 0 5 0 0

11h30-11h35 5/12 6 11 14,4 3,50

11h35-12h05 1/6 0 11 0 0

12h05-12h25 1/3 3,5 14,5 10,5 2,3

12h25-12h35 1/6 2 16,5 12 1,67

12h35--13h10 7/12 5 21,5 8,57 3

13h10-13h20 1/6 0 21,5 0 1

13h20-13h40 1/3 3,5 25 10,5 2,92

13h40-13h50 1/6 2 27 12 1

13h50-14h35 3/4 3 30 4 0,3

14h35-14h45 1/6 2,5 32,5 15 2,08

14h45-15h00 1/4 1,5 34 6 3

15h00-15h10 1/6 0 34 0 2

15h10-15h30 1/3 5,5 39,5 16,5 4,58

15h30-15h40 1/6 0 39,5 0 2

15h40-15h50 1/4 1,5 41 6 1,5

15h50-15h55 1/12 2 43 24 3,67

15h55-16h00 1/12 3 46 36 3

16h00-16h20 1/3 4 50 12 3

16h20-17h00 2/3 3 53 4,5 0,63

Imax=36 Lr= 46 11– Calcul de la moyenne pondérée des précipitations

11.1– La moyenne arithmétique

Celle-ci consiste à calculer la moyenne arithmétique des valeurs obtenues aux stations

étudiées, et s'applique uniquement si les stations sont bien réparties et si le relief du bassin est homogène. La valeur moyenne de la hauteur de précipitation sur un bassin peut se calculer par la formule générale suivante :

Pmoy=P1+P2+P3+……+PN/N Avec :

Pmoy : précipitation moyenne sur le BV

P1+P2+PN : précipitation mesurée au niveau des pluviomètres 1, 2, 3….,N.

11.2- La méthode polygonale de Thiessen

La méthode des polygones de Thiessen est la plus couramment utilisée, parce que son application est aisée et qu'elle donne en général de bons résultats. Elle convient notamment quand le réseau pluviométrique n'est pas homogène spatialement (pluviomètres distribués irrégulièrement). Cette méthode permet d'estimer des valeurs pondérées en prenant en considération

35

chaque station pluviométrique. Elle affecte à chaque pluviomètre une zone d'influence dont l'aire, exprimée en %, représente le facteur de pondération de la valeur locale.

Les différentes zones d'influence sont déterminées par découpage géométrique du bassin sur une carte topographique. Dans cette méthode, la procédure est la suivante :

Les stations disponibles étant reportées sur une carte géographique

Relier les stations de mesure adjacentes entre elles par des droites

Sur chacune de ces droites, on trace des perpendiculaires au centre de chacune d’elles (médiatrices);