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Pour compléter l'étude des composantes du cycle de l'eau, il est indispensable de déterminer le stockage d'eau et ses variations. Rappelons que l'équation du bilan hydrologique peut s'écrire pour une période donnée :
|(6.1)|
Avec :
E : évaporation [mm] ou [m3],
I : volume entrant [mm] ou [m3],
O : volume sortant [mm] ou [m3],
DS : variation de stockage [mm].
Le stockage d'eau se présente sous différentes formes. On peut distinguer trois grands types de réservoirs :
La rétention
de surface comprend toute l'eau accumulée sur, ou au-dessus du sol.
Elle comprend l'eau interceptée par le couvert végétal,
l'évaporation durant les précipitations et le stockage
dans les dépressions du sol qui est le volume d’eau emmagasiné
dans les petites dépressions du sol jusqu'à leur niveau de déversement.
Elle ne comprend pas la rétention
superficielle qui est la partie de la pluie qui demeure à la surface
du sol durant la précipitation et qui ruisselle ou s'infiltre quand la
pluie a cessé.
Toute l'eau captée dans les dépressions de surface, des plus petites, dues à la rugosité du sol, aux plus grandes plaines inondées, lacs, marais, étangs, etc., est désignée comme le stock d'eau de surface (Fig. 6.1).
Selon l'échelle de temps (averse, saison, année, etc.) et l'échelle spatiale (type de dépression) on peut donc distinguer :
La limnologie est la discipline qui étudie les phénomènes hydrologiques et biologiques se rapportant aux lacs en relation avec leur environnement. Elle s'intéresse à l'origine des lacs, à leur morphologie, aux propriétés de l'eau tant physiques (propriétés optiques, thermiques, etc.) que chimiques (problème de pollution, etc.) mais aussi à leurs propriétés biologiques (macrophytes, poissons, etc.), et enfin au bilan hydrologique et à l'hydrodynamisme.
Différents facteurs morphologiques, géographiques, climatiques permettent d'identifier un lac :
L'étude de l'état ou du comportement d'un lac nécessite la connaissance d'un certain nombre de ses caractéristiques physiques dont :
Les variations de niveaux du plan d'eau sont un facteur important. Toute surface lacustre est soumise à des variations de niveau, du fait des apports d'eau, de l'évaporation, des pompages et des écoulements à l'émissaire. Le vent agit aussi fortement sur le fonctionnement et la morphologie des lacs. Il crée notamment un déplacement général des eaux superficielles vers le coté du lac sous le vent. L'amplitude de la dénivellation produite est fonction de la forme et de la profondeur du lac. Elle est plus forte dans les lacs peu profonds et allongé. Le lac Érié au Canada est un bon exemple; des vents de 30 nœuds soufflant dans l'axe du lac produisent une dénivellation de 1 mètre (3 pieds). Le régime d'un lac est finalement défini par la connaissance du niveau moyen sur quelques années et des niveaux maximum et minimum enregistrés durant ces années.
Les apports à un lac varient généralement suivant les saisons. Ces mouvements saisonniers sont principalement dus aux variations saisonnières du climat. Sous nos latitudes, la fonte de la neige ou des glaciers provoque en générale une augmentation du niveau des lacs. Le lac Léman par exemple, a un maximum en été causé par l'apport de la fonte des neiges et des glaciers et un minimum en février-mars. Actuellement, le niveau de nombreux lacs est toutefois régulé par des vannes à la sortie des réservoirs et les mouvements saisonniers sont très fortement atténués, voire supprimés. Rappelons que la présence de plans d'eau influence fortement le comportement hydrologique d'un bassin versant, notamment par leur capacité de stockage qui a pour effet de laminer les crues (cf. chapitre 2).
Cette section s'intéresse à l'eau qui pénètre dans le sol et y séjourne, un court instant ou de longues années (phase souterraine du cycle de l'eau). Les contraintes qui régissent la circulation de l'eau dans toute l'épaisseur du sol et du sous-sol amène à distinguer l'eau du sol et l'eau des réservoirs souterrains. Ces deux « compartiments » sont étudiés séparément.
Au-dessous de la surface du sol, deux zones peuvent être identifiées de haut en bas (Fig. 6.2) :
La distinction fondamentale entre la zone saturée et la zone non saturée réside dans le comportement hydrodynamique de l'eau dû à l'effet de l'air et se traduit notamment par une conductivité hydraulique différente. Cependant, les zones saturées et non saturées ne sont pas des domaines séparés, mais font partie d'un système d'écoulement continu.
Pour faciliter l'étude de l'eau souterraine, nous distinguons toutefois :
Le sol dans sa partie non saturée apparaît comme un complexe dynamique à trois phases : liquide, solide et gazeuse. La variabilité temporelle et spatiale de la phase liquide d'un sol se manifeste aussi bien sur le plan quantitatif que qualitatif. L'évolution de la quantité (volume) et de la qualité (composition de l'eau) découle d'une dynamique de transferts liée aux propriétés même de l'eau et aux caractéristiques du sol.
La description quantitative de la phase liquide repose sur la notion de teneur en eau ou humidité du sol . Celle-ci varie principalement en fonction de la structure du sol et de sa porosité. Selon qu'on la rapporte à la masse ou au volume, la teneur en eau d'un sol peut s'exprimer par :
La teneur en eau des éléments minéraux varie généralement entre 5 et 40%. La présence de matière organique augmente cette valeur qui peut dépasser 100% (par exemple les tourbes où la teneur en eau pondérale peut atteindre 800%).
La variabilité spatiale et temporelle de la teneur en eau dans le sol est décrite par des profils hydriques successifs, représentant la distribution verticale des teneurs en eau dans le sol, à différents instants donnés. La surface comprise entre deux profils successifs, aux temps t1 et t2, représente le volume d'eau par unité de surface stocké ou perdu dans l'intervalle de temps (Fig. 6.3).
La dynamique de l'eau résulte de l'action de différents champs de forces auxquelles elle est soumise : force de gravité, de capillarité, d'adsorption, etc. On parle ainsi eau gravitaire lorsque l'effet de la gravité est prépondérant, d' eau capillaire lorsque l'effet des forces de capillarité prédomine, ou encore d' eau hygroscopique pour signaler la supériorité des forces d'adsorption. Signalons cependant que cette description crée une discontinuité arbitraire entre les diverses fractions de la phase liquide. Il est donc préférable de décrire le comportement dynamique de la phase liquide en se basant sur les principes généraux de la thermodynamique et donc sur une quantification de l'état énergétique de la phase liquide en un point du sol et à un instant donné.
L'état énergétique de la phase liquide dans le sol est ainsi caractérisé par la somme de son énergie interne (mise en jeu à l'échelle atomique), de son énergie cinétique et de son énergie potentielle. L'énergie cinétique pouvant être négligée en raison des très faibles vitesses d'écoulement, on ne tient compte que de l'énergie potentielle.
Le concept de potentiel total de la phase liquide permet de quantifier l'état énergétique de l'eau du sol et de décrire son comportement au sein du système sol-plante-atmosphère. De manières générales il s'écrit comme la somme de ses diverses énergies potentielles (pression, gravité, chimique, etc.). Il s'exprime de façon courante par la notion de la charge hydraulique totale H, définie comme la somme des énergies potentielles de pression et de gravité, rapportée à l'unité de poids de liquide :
|H = h + z||(6.2)|
Avec :
H : charge hydraulique [m], c'est-à-dire la pression exprimée en hauteur d'eau équivalente, soit la pression exercée par une colonne d'eau verticale de même hauteur ;
h : charge de pression [m], c'est-à-dire la pression effective de l'eau du sol, en hauteur d'eau, par rapport à la pression atmosphérique ;
z : charge de gravité [m], c'est-à-dire la hauteur de l'eau au-dessus du plan de référence.
La distribution des potentiels de pression, de gravité et du potentiel total dans le sol le long d'une verticale est représentée graphiquement par des profils de charge de pression, de gravité et de charge totale (Fig. 6.4).
Les mouvements d'eau dans le sol, leur direction et leur importance sont régis par les différences d'énergie potentielle totale de l'eau, celle-ci se déplaçant d'un point à énergie élevée vers un point de plus basse énergie, pour tendre vers un équilibre.
La loi de comportement dynamique de la phase liquide d'un sol traduit l'existence d'une relation entre les forces auxquelles est soumis le fluide et sa vitesse d'écoulement. Cette loi, appelée, loi de Darcy propose de calculer le flux d'eau total comme le produit d'une constante de proportionnalité (la conductivité hydraulique à saturation) et d'un gradient, celui de la charge hydraulique en fonction de la profondeur. La loi de Darcy s'exprime comme suit :
|(6.3)|
Avec :
q : flux transitant [mm/h]
H : charge hydraulique totale [m]
z : profondeur à partir de la surface du sol [m]
Ks : conductivité hydraulique à saturation [mm/h].
Deux cas sont alors à distinguer selon que l'on se situe en milieu saturé ou non. Dans le cas d'un milieu non saturé, la conductivité hydraulique n'est plus constante ; elle varie avec la teneur en eau q tout comme la pression effective de l'eau du sol qui est négative. Au contraire, en milieu saturé, la pression effective de l'eau du sol est positive ; elle correspond à la profondeur de submersion en dessous de la surface d'eau libre.
La quantification des flux se fait à l'aide de profils hydriques et repose sur l'application de l'équation de continuité. La loi de continuité exprime que la variation de la teneur en eau dans le temps est égale aux variations spatiales du flux :
|ou encore||(6.4)|
Avec :
Dq : variation de la teneur en eau [m3/m3] º .100[%], valeur positive ou négative suivant que le sol perd ou stocke de l'eau ;
Dq : variation du flux transitant [mm/h] ;
Dz : variation de la profondeur [mm] ;
Dt : variation du temps [h].
Soient deux profils hydriques mesurés respectivement aux temps t1 et t2, la variation de stock DS entre les cotes altimétriques z1 et z2 durant l'intervalle de temps Dt = t2 - t1 est représentée par la surface de profondeur unitaire comprise entre ces deux profondeurs et les deux profils hydriques correspondants (Fig. 6.5). On a alors les équations suivantes :
|(6.5)|
|(6.6)|
|(6.7)|
Où :
qz1 et qz2 : flux d'eau moyen entre t1 et t2à travers les sections de cote respectives z1 et z2,
Dt : intervalle de temps compris entre t1 et t2,
DS z2 - z1 : surface comprise entre les deux profils hydriques et les profondeurs z1 et z2.
Fig. 6. 5 - Calcul des variations du stock
d'eau du sol
( d'après Musy et Soutter, 1991 ).
La discipline des sciences hydrologiques qui s'occupent des eaux souterraines est l'hydrogéologie. Celle-ci a pour objet d'une part la connaissance des conditions géologiques et hydrologiques et des lois physiques qui régissent l'origine, la présence, les mouvements et les propriétés des eaux souterraines, et d'autre part l'application de ces connaissances à la prospection d'eaux souterraines, le captage, l'exploitation, la protection et la gestion des eaux souterraines. L'hydrogéologie met aussi l'accent sur la relation entre les eaux souterraines et l'environnement géologique, c'est-à-dire la chimie, les modes de migration des substances chimiques, l'accumulation de l'eau, etc.
Des études hydrogéologiques détaillées sont souvent nécessaires pour l'établissement du bilan hydrologique d'un bassin. La connaissance des structures hydrogéologiques permet de fixer les limites du bassin versant, de vérifier la concordance du bassin hydrographique avec le bassin des eaux souterraines (cf. chapitre 2), de localiser les couches aquifères aux différentes profondeurs et d'établir leurs relations entre elles et avec les eaux de surface.
Rappelons encore que le système des eaux souterraines est lié au cycle hydrologique par différents processus : infiltration par la zone non saturée, apport souterrain par percolation et drainance, évaporation par la zone non saturée et finalement sous-écoulements.
L'hydrogéologie se base sur l'analyse de deux entités essentielles, l'aquifère et la nappe d'eau souterraine :
On distingue différents types de nappes :
Une nappe perchée est une nappe libre, permanente ou temporaire, formée dans une zone non saturée, et qui surmonte une nappe libre de plus grande extension.
Fig.6.6 - Nappe captive et artésianisme
(d'après champoux et Toutant, 1988).
En résumé, l'aquifère est un système dynamique caractérisé par sa configuration et sa structure. Ces derniers permettent de distinguer trois types d'hydrodynamisme de nappe : nappe libre, nappe captive et nappe semi-captive.
La surface d'une nappe ou surface piézométrique est la surface de la zone saturée d'un aquifère à nappe libre, mais peut aussi correspondre au toit d'un aquifère à nappe captive. C'est une donnée dimensionnelle importante. Sa forme permet d'étudier les caractéristiques de l'écoulement des eaux souterraines et la réserve de la nappe. Dans un aquifère à nappe libre, elle ne doit pas être confondue avec la surface libre, dont elle diffère dès que la frange capillaire saturée n'est plus négligeable.
La surface libre d'une nappe correspond au lieu des points d'une nappe où la pression de l'eau est égale à la pression atmosphérique. Celle-ci est un cas particulier de surface piézométrique (surface d'équipression)
La mesure du niveau de la surface piézométrique de la nappe se fait ponctuellement à l'aide de piézomètres. Ce sont des tubes de faibles diamètres, en plastique ou en métal, munis de nombreux orifices, forés ou battus verticalement dans la couche aquifère.
En présence de systèmes stratifiés présentant plusieurs nappes superposées séparées par des niveaux imperméables, les nappes profondes peuvent être étudiées à l'aide de piézomètres dont les orifices se situent à des profondeurs adéquates.
La première fonction de l'aquifère est l'emmagasinement souterrain réglant le stockage et la libération de l'eau mobile. L'aquifère peut être caractérisé par des indices qui se rapportent à l'aptitude de récupérer de l'eau contenue dans les vides (seuls les gros orifices sont susceptibles de libérer l'eau facilement). Ces indices sont donc liés au volume d'eau exploitable.
On distingue ainsi :
La porosité efficace qui correspond au rapport du volume d'eau "mobile" à saturation, libérée sous l'effet de la gravité, au volume total du milieu qui la contient. Elle varie généralement entre 0,1 et 30 %. La porosité efficace est un paramètre déterminé en laboratoire ou sur le terrain.
Le coefficient d'emmagasinement - C'est le rapport du volume d'eau libéré ou emmagasiné, par unité de surface de l'aquifère, à la variation de charge hydraulique Dh correspondante. Le coefficient d'emmagasinement est utilisé pour caractériser plus précisément le volume d'eau exploitable, il conditionne l'emmagasinement de l'eau souterraine mobile dans les vides du réservoir. Pour une nappe captive ce coefficient est extrêmement faible ; il représente en faite le degré de compression de l'eau.
La conductivité hydraulique - La conductivité hydraulique à saturation figurant dans la loi de Darcy caractérise l'effet de résistance à l'écoulement dû aux forces de frottement. Ces dernières sont fonctions des caractéristiques de la matrice solide et de la viscosité du fluide. Elle est déterminée par expérimentation soit au laboratoire, soit directement sur le terrain par essai de pompage.
La transmissivité est le débit d'eau qui s'écoule d'un aquifère, par unité de largeur, sous l'effet d'une unité de gradient hydraulique. Elle est égale au produit de la conductivité hydraulique à saturation et de la puissance (hauteur) de la nappe.
La diffusivité caractérise la vitesse de réaction d'un aquifère lors d'une perturbation (variation de niveau de la rivière, de la nappe, pompage). Elle s'exprime par le rapport entre la transmissivité et le coefficient d'emmagasinement.
Rappelons que l'écoulement de l'eau à travers les formations perméables, en milieu saturé, est régi par la loi de Darcy. La vitesse d'écoulement de l'eau est en fait une vitesse fictive de l'eau à travers la section totale d'écoulement. La figure 6.7 montre bien que, compte tenu du fait que la section d'écoulement n'est pas du tout celle de l'ensemble du massif sol, l'eau devra circuler beaucoup plus rapidement dans les cheminements disponibles (effet de tortuosité).
Fig. 6.7 - Ecoulement réel et écoulement fictif.
Le débit d'une nappe Q est le volume d'eau par unité de temps, traversant une section transversale d'aquifère sous l'effet d'un gradient hydraulique déterminé.
Le débit d'une nappe souterraine, à travers une section de sol, peut s'exprimer par l'équation :

Q = Ks . i .
A ,
|(6.8)|
Où :
Q : débit d'une nappe souterraine [m3/s] ;
Ks : conductivité hydraulique [m/s] ;
i : gradient de charge hydraulique [m/m] ;
A : section de sol [m2], A = H . l ;
H : épaisseur de l'aquifère [m] ;
l : largeur moyenne de la section d'écoulement [m] ;
T : transmissivité [m2/s].
Pour évaluer le volume des eaux souterraines, on procède soit par estimation du niveau imperméable par une étude géologique appropriée, soit par détermination du coefficient d'emmagasinement de la roche ou encore par des mesures des niveaux piézométriques.
La réserve exploitable d'eau souterraine d'une nappe libre ou captive est donnée par la différence du niveau piézométrique actuel avec le niveau auquel on accepte de rabattre la nappe, multiplié ensuite par sa surface moyenne et son coefficient d'emmagasinement.
Le concept de tarissement désigne la vidange des nappes. En absence de pluies, l'évaporation et la transpiration végétale épuisent progressivement les réserves en eau souterraine du bassin versant. Les débits décroissent alors régulièrement.
On appelle "tarissement simple" tout tarissement de nappe, de source, de cours d'eau qui se déroule en conditions semblables à la décharge, en régime non influencé (dû à l'apport de pluie par exemple, pendant la période de tarissement), d'une nappe captive ou d'une nappe libre, profonde ou phréatique. Le tarissement simple peut être décrit par différentes lois. Nous ne développerons ici que la "loi exponentielle simple" qui est l'une des lois les plus appliquées. Celle-ci s'exprime par la relation suivante avec le temps t en seconde :
|(6.9)|
Où :
Q : débit d'étiage au temps t [m3/s] ;
: coefficient de tarissement ;
:débit initial au temps t0 [m3/s].
Une application immédiate de la loi de tarissement simple est la détermination du volume utile d'eau emmagasiné dans la nappe à un instant donné. En effet, si la loi de tarissement f(t) du bassin versant est connue, il est alors possible d'évaluer sa capacité d'emmagasinement par son intégration sur l'intervalle de temps [t,]. Le volume d'eau disponible à un instant t est alors donné par l'équation suivante :
|(6.10)|
Où : V : volume d'eau disponible contenu dans les réserves d'un bassin versant.
Dans le cas particulier d'une loi décroissante exponentielle, et en prenant t = 0, on obtient (Fig. 6.8) :
|(6.11)|
Le calcul du volume d'eau disponible permet d'évaluer la possibilité du soutien à l'étiage (plus petit débit observé dans un cours d'eau) en période sèche d'une région donnée.
Fig. 6.8 - Capacité d'emmagasinement d'un bassin versant.
La couverture neigeuse est une composante essentielle du stockage dans les régions montagneuses. La neige accumulée sur un bassin versant constitue une réserve potentiellement utilisable pour l'alimentation en eau d'une région et le remplissage de réservoirs.
Sur les bassins montagneux, l'écoulement en rivière est pour une grande part composé de la fonte de la neige. Celle-ci influence le ruissellement de surface en modifiant la surface d'écoulement.
L'épaisseur et l'étendue du manteaux neigeux peuvent être évalués par différentes méthodes :
Les mesures du manteau nival sur de grandes surfaces, combinées avec les valeurs de densité de la neige estimées localement, permettent une évaluation de l'équivalent en eau pour toute une région. L'équivalent en eau moyen du stock neigeux sur l'ensemble du bassin versant peut être déduit à partir des mesures de l'équivalent en neige obtenues aux diverses stations ou zones témoins, en appliquant par exemple une méthode de pondération de type polygones de Thiessen.
La connaissance du volume d'eau emmagasiné sous forme de neige ne suffit souvent pas à l'hydrologue ; il doit également estimer le temps de fonte et d'écoulement du stock neigeux.
Pendant la période de fonte, le couvert de neige est formé de deux parties distinctes, à savoir : la partie supérieure, non saturée, qui peut tout de même contenir une certaine quantité d'eau (l'eau s'y écoule verticalement, par percolation) et la partie sous-jacente, en contact avec le sol, qui est constituée par de la neige saturée en eau (Fig. 6.9). Cette dernière fournit le ruissellement superficiel qui alimente les rivières et les lacs. L'écoulement se fait parallèlement au terrain suivant la loi de Darcy.
Fig. 6.9 - Illustration des processus d'écoulement au sein d'une couche neigeuse.
La vitesse à laquelle l'eau accumulée sous forme de neige apparaît dans les rivières n'est pas seulement déterminée par le taux de fonte de neige, mais aussi par le temps pris par l'eau pour atteindre ces rivières. Le couvert neigeux traversé par cette eau contrôle le type d'écoulement et sa vitesse.
La fonte de la neige résulte d'un transfert de chaleur à la couverture neigeuse et dépend des éléments suivants :
Le calcul de taux de fonte du manteau neigeux est un problème délicat qui nécessite de poser différentes hypothèses simplificatrices. On admet par exemple, que la chaleur latente de la glace est de 80 cal/g, que la neige est de la glace pure et que la température de la neige est de zéro degré. Or, durant les mois d'hiver, il n'est pas rare de constater que cette dernière hypothèse n'est pas respectée et que la température de la neige est négative. De plus, durant la période de fonte, la couverture neigeuse n'est pas isotherme puisqu'une partie d'eau liquide peut se trouver occluse dans la neige. Ce constat a conduit les scientifiques à proposer, par analogie avec les notions de teneur en eau et de capacité de rétention du sol, une teneur en eau de la neige ainsi qu'une valeur limite de rétention ("absence de fonte") nommée capacité au champ de la neige. La figure 6.10 ci-après illustre ces principes en relation avec la répartition altimétrique de la neige sur le bassin versant.
Fig. 6.10 - Distribution des conditions de
fonte des neiges dans un bassin versant montagneux
(D'après Ward et Robinson, 1989).
Une méthode de calcul de fonte de neige relativement simple, originaire des Etats-Unis, est la méthode d'indice de température ou de la méthode des degrés-jour qui relie le phénomène de fonte à la température de l'air. Elle présente l'avantage d'utiliser des données météorologiques généralement accessibles.
La hauteur d'eau de fonte provenant de la fonte, sur i jours, est calculée par la formule suivante :
|(6.12)|
Où :
hf i jours : hauteur d'eau de fonte en i jours [cm],
k : coefficient exprimant l'influence des conditions naturelles et climatiques du bassin (excepté la température) sur la fonte de la neige [cm/°C],
Ti : température moyenne journalière de l'air, au-dessus de zéro [°C] pour le jour j, déterminée pour l'altitude moyenne du bassin,
To : température de référence, généralement admise comme égale à la température de congélation [°C].
On peut distinguer deux types de couvertures glaciaires : les glaciers permanents et la glace qui se forme au-dessus des plans d'eau (lacs et rivières).
Un glacier est défini comme une masse de glace à la surface du sol (l'hydrologue englobe dans la notion de glacier, toutes glaces et neige pérennes), constituée de la recristallisation de la neige ou d'autres précipitations, se déplaçant lentement vers l'aval.
Rappelons que l'équivalent en eau des glaciers ne représente que 2 % de la totalité de l'eau du globe, mais 77 % des ressources en eau douce. La glace du globe se retrouve essentiellement en Antarctique (13,9 106 km2 et 90% de la glace totale) et au Groenland (1,8 106 km2 et 9% de la glace totale). Seulement 1% de glace se retrouve dans les autres régions du globe. Toutefois, cela peut représenter une quantité de glace importante à une échelle locale. Par exemple, le volume total des glaciers suisses actuels pourrait recouvrir tout ce pays d'une couche de glace de 150 cm d'épaisseur, ce qui correspond à peu près aux précipitations moyennes annuelles de la Suisse.
Le bilan annuel d'un glacier est, en général, calculé par des méthodes indirectes. Les études glaciologiques étant très complexes et très coûteuses, on se contente, pour de nombreux glaciers, d'observer la fluctuation de leur front. Ce calcul du bilan peut se faire selon trois possibilités, soit par bilan d'énergie, soit par bilan hydrologique ou encore par bilan géodésique.
Les quantités de glace recouvrant les cours d'eau, les lacs et les réservoirs peuvent causer divers problèmes, entre autre gêner la navigation, endommager certains ouvrages ou former des embâcles. Ces dernières peuvent par la suite générer des débâcles brutales pouvant provoquer de sérieuses inondations.
Le régime caractérisant la formation de glace recouvrant des lacs et des rivières peut-être estimé par les éléments suivants :
L'épaisseur de la glace est le seul élément qui peut être déterminé par des mesures, au moyen d'une tarière de sondage et à la règle, à des endroits représentatifs de la rivière, lac ou réservoir. Les autres caractéristiques sont évaluées visuellement.
Sur les cours d'eau et lacs importants, les observations aériennes sur la formation de la glace ou la débâcle sont d'une grande valeur. Les données de télédétection (infrarouges), fournies par les satellites permettent également une estimation des caractéristiques de la glace sur les lacs et les réservoirs.