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L'objectif de ce chapitre est de présenter les aspects à la fois généraux et modernes des théories relatives aux mécanismes de génération de l'écoulement depuis les idées de Horton (1933) - novatrices à l'époque -, jusqu'à celles de ce jour, basées sur l'idée de cheminements préférentiels. On se gardera toutefois d'affirmer que la recherche en ce domaine est achevée car le fonctionnement hydrologique, malgré l'importance des apports de ces dernières années, reste encore bien mal compris. Le développement de nouvelles théories a même donné lieu à toute une série de problèmes et soulevé de nouveaux questionnements.
Les notions abordées dans les chapitres précédents sont utilisées pour décrire plus précisément les principaux processus de génération des écoulements. Nous ne détaillerons pas les protocoles expérimentaux qui doivent être mis en place afin de les identifier. Seul le traçage environnemental sera brièvement présenté à cette fin.
Les développements relatifs à l'étude des processus étant relativement récents, il règne encore une certaine confusion concernant la terminologie utilisée pour leur dénomination. De ce fait, lorsque nous distinguerons les différents processus, nous indiquerons les autres terminologies connues.
Globalement, les processus régissant la génération des écoulements sont encore mal connus. Ceci est dû en partie au fait que les réponses aux deux questions essentielles de l'hydrologie sont multiples. On peut finalement tenter de répondre - du moins partiellement - aux deux questions « quel est le devenir de l'eau des pluies ? » (Penmann, 1963) et « quelle est la provenance de l'eau des rivières ? » (Hewlett, 1961), en distinguant dans un premier temps quatre cheminements principaux de l'eau à la rivière (Ward et Robinson, 1990) :
On peut également décomposer l'écoulement de surface par rapport aux modalités de l'écoulement (les causes) :
Les figures 10.1a et 10.1b suivantes illustrent schématiquement ces deux processus d'écoulement sur un versant et les différents types d'écoulements cités ci-dessus :

(a) Ecoulement par dépassement de la capacité d'infiltration Ra.

(b) Ecoulement par saturation Rb.
Quant à l'écoulement subsuperficiel, on peut distinguer quatre modalités d'écoulement principales :
A cet ensemble de processus peut encore s'ajouter un cinquième élément qui est le ruissellement dû à la fonte des neiges ("snowmelt runoff") que nous avons traité au chapitre 6 "le stockage et ses variations".
Finalement les éléments les plus importants dans la génération des crues sont les écoulements de surface et de subsurface.
La classification adoptée ici n'est pas la seule existante. Par exemple, Dunne (1978) propose de classer les écoulements en cinq processus essentiels qui sont respectivement (Fig. 10.2) :
Fig. 10.2 - Chemins de l'écoulement de l'eau sur le versant (D'après Dunne, 1978).
Parmi les processus de génération de crue, le premier qui peut être souligné est bien évidemment la contribution directe de la précipitation sur la surface des cours d'eau du bassin versant. Cependant, ce type de processus est considéré comme marginal du fait que la surface occupée par les cours d'eau de type pérenne ne représente qu'une très faible fraction de la surface totale du versant. L'importance des précipitations directes croît toutefois suite à des précipitations de longues durées ou avec le développement du réseau hydrologique qui présente alors d'importantes zones lacustres ou marécageuses.
L'écoulement par dépassement de la capacité d'infiltration est un écoulement de surface. Il apparaît lorsque l'intensité de la pluie dépasse la capacité maximale du sol à absorber l'eau. Cette capacité, caractérisée par l'infiltrabilité du sol, est supposée décroissante dans le temps jusqu'à une valeur constante. Dans un sol homogène avec une nappe profonde, cette constante finale est la conductivité hydraulique à saturation Ks. L'écoulement de surface se produit donc lorsque la capacité d'infiltration devient inférieure à l'intensité des précipitations. En cas d'averse, le processus d'écoulement se développe en deux phases :
L'écoulement par dépassement de la capacité d'infiltration est considéré comme pertinent pour expliquer la réponse hydrologique des bassins en climats semi-arides ainsi que lors de conditions de fortes intensités pluviométriques. Il est généralement admis que même des sols naturels présentant une conductivité hydraulique élevée en climats tempérés et humides peuvent avoir une capacité d'infiltration inférieure aux intensités maximales des précipitations enregistrées.
L'écoulement sur surfaces saturées se produit lorsque la capacité du sol à stocker l'eau est épuisée et lorsque la capacité à transmettre latéralement le flux d'eau est dépassée1. Par conséquent, l'eau ne pourra plus s'infiltrer et va s'écouler en surface.
Le développement de conditions saturées à la surface du sol peut résulter de l'écoulement latéral d'une nappe profonde ou perchée. La remontée de la nappe à partir d'un horizon peu perméable ou à partir d'une nappe préexistante peut aussi être à l'origine de ce développement. Dans ces trois cas, il s'agit donc d'une saturation « par dessous ». La convergence des lignes de courant (concavité des lignes d'écoulement vers l'aval), les pentes faibles et les sols minces favorisent la saturation « par dessous ».Cette forme de saturation est à opposer à la saturation « par dessus », qui est quant à à elle favorisée par les conditions évoquées dans le paragraphe précédent ainsi que par la présence d'un horizon peu perméable à faible profondeur et de fortes précipitations.
La figure 10.4 résume les deux situations rencontrées jusqu'ici, à savoir l'écoulement sur surfaces saturées ainsi que l'écoulement par dépassement de la capacité d'infiltration.1L'écoulement par percolation profonde est supposé négligeable.
Les contrôles du sol et de la topographie sur l'écoulement latéral et implicitement sur le développement des surfaces saturées peuvent être identifiés à l'aide d'indices exclusivement topographiques. Ces indices sont principalement dépendant de l'hypothèse d'un état stationnaire (l'épaisseur du sol reste constante) et d'une connaissance incomplète de la variation spatiale des propriétés du sol. Les résultats obtenus par leur application à des mesures in situ sont sujets à controverse.
La figure 10.5 montre un bassin versant et son réseau hydrographique ainsi que l'extension successive des surfaces saturées au cours d'un événement de pluvieux (concept de "variable source area").
Fig. 10.5 - Extension du réseau hydrographique et des surfaces saturées durant une crue pour 4 pas de temps (D'après Chorley ).
La condition essentielle pour voir apparaître des écoulements de subsurface est que la conductivité hydraulique latérale du milieu doit être nettement supérieure à la conductivité verticale. Dans ce cas l'eau, s'écoule latéralement en zone non-saturée, par un mécanisme type « toit de chaume 2» ou dans le cas d'un écoulement en zone saturée, lorsqu'une nappe perchée se forme dans la partie supérieure d'un horizon peu perméable.
Des conditions particulièrement favorables existent là où une couche de sol, mince et perméable, couvre un substratum quasi imperméable. Il se peut aussi que plusieurs niveaux superposés d'écoulement de subsurface se forment. Ces niveaux correspondent à des changements de texture et/ou de structure dans le sol. L'écoulement de subsurface en régime non-saturé peut devenir l'écoulement de base dans des terrains de forte pente, et domine généralement dans les régions humides aux sols couverts de végétation et bien drainés ; une frange saturée réduite au pied du versant étant continuellement alimentée par les écoulements non-saturés.2L'analogie avec un toit de chaume se comprend aisément. Le toit de chaume, par l'organisation structurée de ses fibres permet un écoulement latéral tandis que le mouvement vertical de l'eau est difficile. Dans le cas du sol, une conductivité hydraulique latérale élevée couplée à une conductivité verticale faible permet ce type de transport de l'eau.
Parmi les analyses du processus des écoulements de subsurface, visant à expliquer la forte proportion d'eau ancienne dans l'hydrogramme de crue, certains auteurs ont supposé l'existence d'un mécanisme de transmission quasi instantanée d'une onde de pression. Ce mécanisme, nommé "effet piston", suppose qu'une impulsion d'eau reçue par le versant est transmise à l'aide d'une onde de pression vers l'aval, provoquant une exfiltration 3 immédiate en bas de versant. Ce phénomène peut s'expliquer par analogie avec une colonne de sol saturée sur laquelle on applique une charge d'eau. L'eau se déplace sous l'effet de la gravité en chassant celle qui se trouve à l'autre extrémité de la colonne. Dans ce type d'explication, il faut alors distinguer la vitesse "fictive" de l'eau dans le sol qui est relativement lente et qui détermine le temps moyen de transit de l'eau sur le versant de la vitesse de propagation de l'onde de pression qui peut exprimer la vitesse de réaction du bassin versant.
Malgré la simplicité de cette explication, "l'effet piston" est limité par le fait qu'une impulsion d'une certaine quantité d'eau ne s'accompagne d'une exfiltration équivalente (ou presque) que dans les cas où le sol présente une capacité de stockage très faible.3L'exfiltration se produit lorsque l'apport par l'écoulement de surbsurface (ou même souterrain) dépasse la capacité du sol à transmettre un flux d'eau transversal (rencontre avec un milieu peu perméable par exemple). Dans ce cas l'écoulement de subsurface émerge à la surface du sol.
L'écoulement par macroporosité a vu son intérêt grandir auprès des hydrologues depuis une quinzaine d'années. On lui attribue principalement le rôle d'accélérer la recharge de la nappe tout en favorisant le déclenchement de l'effet piston par l'accroissement des vitesses de percolation. Au vu de l'importance des macropores dans les processus d'écoulement de subsurface, il nous a paru essentiel de bien détailler leur comportement 4.4 Cette partie consacrée aux macropores s'inspire largement d'un article de Beven et Germann (1982).
La définition du macropore dépend d'une part d'arbitraire quant au choix d'une taille effective ainsi que de l'expérience pratique que l'on a sur le terrain. D'autre part, l'analogie du comportement de l'eau dans le sol avec celui d'un ensemble de capillaires devient discutable dès lors que la porosité augmente. Ceci implique qu'il peut être pertinent de classer les types de pores selon la conductivité hydraulique et non plus uniquement selon des critères dimensionnels (par exemple le diamètre équivalent), bon nombre d'études ayant montré à ce jour que le critère de la taille n'était pas suffisant pour effectuer un classement des types de porosité du sol.
Pour terminer, on peut encore mentionner une définition relativement facile à mémoriser : un macropore est un pore où les phénomènes de capillarité sont inexistants.
On peut distinguer plusieurs origines à la macroporosité :
Certaines pratiques culturales peuvent aussi introduire de manière artificielle une macroporosité dans les sols.
La détermination expérimentale de la présence des macropores doit faire la distinction entre les vides de taille importante qui peuvent jouer un rôle sur le comportement hydrologique et hydraulique et ceux dont l'influence est moindre. Cette détermination est d'autant plus délicate que le système concerné par la macroporosité du sol est dynamique. Tout changement de l'équilibre sol - plante - animal va modifier la structure et la distribution de la macroporosité. On peut souligner quatre facteurs important de la dynamique de la macroporosité. Il s'agit respectivement des périodes de sécheresse, de gel, de l'effet d'impact ("splash") causé par les gouttes de pluie. Ces facteurs ne sont pas les seuls, une diminution des oiseaux et des renards en Europe centrale a entraîné une augmentation de la population de rongeurs et de suite, une augmentation de la macroporosité d'origine animale. Cependant, le changement le plus significatif peut sans doute être attribué au changement d'occupation du sol. La mécanisation et la modification des pratiques culturales ont entraîné un sectionnement du réseau des macropores naturels ainsi que des fissurations verticales.
D'une manière générale, la détermination expérimentale de la macroporosité doit distinguer les macropores actifs sur le plan des écoulements (ce sont les macropores connectés) de ceux qui ne le sont pas. On peut ainsi recourir à des traceurs chimiques qui permettent de mettre en évidence les cheminements préférentiels de l'eau. Certaines études ont parfois recouru à ce système en injectant un traceur à l'amont d'un profil pédologique puis en effectuant une série de photographie en fausses couleurs. Cette méthode, essentiellement qualitative, permet de mettre en évidence les cheminements de l'eau au sein du sol et constitue une bonne approche à l'échelle locale. Il n'en reste pas moins qu'il est difficile de déterminer quantitativement la dimension des macropores et leur importance sur l'écoulement de l'eau dans le sol par cette approche bien que quelques efforts méthodologiques dans ce sens aient été entrepris.
Une seconde méthode permettant de déterminer la présence de macropores réside dans l'emploi du porosimètre à intrusion de mercure (voir Musy et Soutter, 1991, p.251).
La présence de macropores connectés avec la surface du sol peut jouer un rôle important dans le processus d'infiltration. Le comportement hydraulique met alors en défaut la loi de Darcy car le sol ne présente plus les propriétés hydrauliques requises (Musy et Soutter, 1991). Les flux hydrauliques peuvent alors varier de plusieurs ordre de grandeur pour des distances de quelques centimètres seulement. Il s'ensuit que l'idée d'une conductivité hydraulique moyenne ayant un sens physique est vouée à l'échec. Des études ont mis en évidence que le champ des pressions se développant durant l'infiltration était très irrégulier et que le comportement de type darcien n'était guère représentatif du phénomène physique sous-jacent.
Celui-ci peut être décrit ainsi :
Soit une précipitation P(t) arrivant à la surface d'un sol présentant des macropores. Dans un premier temps, l'eau va s'infiltrer dans la matrice du sol au taux I1(t) puis, lorsque la capacité d'infiltration est dépassée par l'intensité de la pluie, l'infiltration s'effectue dans les macropores au taux IM(t). Toutefois, le flux d'eau dans les macropores va être transféré dans des pores de tailles plus faibles sous l'effet des forces de capillarité. Ceci s'effectue au régime I2(t) et constitue un second type d'infiltration de l'eau dans la matrice. Finalement, une fois que le sol est saturé, l'écoulement à travers les macropores EM(t) peut avoir lieu, tout comme l'écoulement de surface ES(t). La Figure 10.6 ci-dessous illustre cette schématisation.
Fig. 10.6 - Infiltration de l'eau dans un sol présentant des macropores.
Un certain nombre d'observations montre donc qu'il est nécessaire de formuler de manière nouvelle les processus d'infiltration et de redistribution dans le cas de sols présentant une macroporosité. Pourtant, le rejet des idées de Darcy n'est pas pertinent. On conseille plutôt de proposer un couplage entre les processus d'infiltration dans la matrice poreuse ou la loi de Darcy est justifiée avec le comportement de l'eau dans les macropores. Cependant il convient de préciser certains éléments :
On admet en règle générale que l'hydrogramme de crue est souvent contrôlé par les écoulements de subsurface. Si ces écoulements transitent principalement par la présence de macropores, la transmission de l'eau peut se faire à des vitesses du même ordre de grandeur que celles obtenues pour l'écoulement de surface. Cependant, et comme nous l'avons remarqué, les macropores ne sont pas les seules et uniques causes d'écoulement de subsurface. Finalement et dans le cas où l'on considérerait uniquement la contribution due à la macroporosité, la loi de Darcy ne peut pas être appliquée principalement dans deux cas de figure :
De la même façon que les écoulements par macropores, les écoulements par tubes (pipeflow) peuvent accélérer le drainage du sol et l'écoulement de l'eau. Il est cependant difficile d'établir une distinction exacte entre les macropores et ces tubes. On considère généralement que les tubes sont de très gros macropores. En plus de ce critère strictement géométrique, les tubes présentent un degré de connectivité plus élevé que celui offert par un réseau de macropores sans que l'on puisse pour autant affirmer que les tubes forment un réseau continu. Les tubes conduisent le plus souvent l'eau dans un milieu non saturé et permettent la connexion de sources éloignées d'écoulement avec le cours d'eau.
Le processus d'écoulement par intumescence de la nappe trouve son origine dans le soulèvement rapide de la nappe en bas de versant. Ce soulèvement est rendu possible par la proximité du sommet de la nappe avec la surface. Il entraîne alors une augmentation rapide du gradient de charge hydraulique de la nappe durant la crue. De plus, ce processus est fortement lié à la présence d'une frange capillaire proche de la surface, ce qui entraîne que le profil de sol est proche de la saturation. En conséquence, seule une faible quantité d'eau suffit à déclencher ce type de processus (Fig. 10.7).
Fig. 10.7 - Illustration du phénomène d'intumescence de la nappe.
Si la nappe ou la frange capillaire est proche de la surface du sol, une petite quantité d'eau suffit à saturer le profil. Si la capacité du sol à transmettre l'écoulement de subsurface diminue (ceci peut se produire par exemple si le type de sol change), ce dernier revient en surface et ruisselle. On retrouve alors dans l'écoulement de surface de l'eau antérieure à l'eau de pluie. Cette contribution d'eau "ancienne" va ainsi augmenter le volume de l'écoulement de surface. En analysant la répartition spatiale des zones où se produisent ce type de phénomène, on met en évidence que celles-ci peuvent subir une extension rapide là où la frange capillaire est proche de la surface du sol. La répartition spatiale des zones propices aux écoulements de retour est donc liée à la topographie du bassin versant.
On doit toutefois insister sur le fait que ces surfaces propices à l'écoulement de retour deviennent aussi favorables au développement du processus d'écoulement sur surfaces saturées. L'hydrogramme résultant de ces deux types de processus sera donc composé d'eau ancienne et d'eau nouvelle. Une fois encore, on peut noter que le processus de formation d'une crue est la résultante de plusieurs phénomènes concomitants (Fig. 10.8)
Fig. 10.8 - Illustration du phénomène d'écoulement de retour
L'eau souterraine joue un rôle aussi important dans la génération des écoulements et notamment dans la composante "débit de base" de l'hydrogramme. Dans cette section, nous considérons essentiellement les écoulements profonds dont l'étude complète appartient à l'hydrogéologie (cf. chapitre 6) et présentons une méthode d'investigation expérimentale devenue désormais classique : l'utilisation de traceurs pour déterminer notamment la contribution de l'écoulement souterrain à l'écoulement total dans un cours d'eau.
En terme de processus, l'eau qui rejoint la nappe peut être considérée comme de l'eau souterraine. Une partie de cette eau, après percolation, va transiter à travers l'aquifère avec une vitesse de quelques mètres par jour à quelques millimètres par an avant de rejoindre le cours d'eau souvent par le biais d'un phénomène de résurgence de la nappe. L'écoulement de base assure ainsi le débit des rivières en l'absence de précipitations et soutient les débits d'étiage.
Si l'on s'attache à la zone de résurgence - ou zone de contact - de la nappe, on doit noter que celle-ci n'existe pas nécessairement. Il peut donc s'avérer, dans certaines situations, que la nappe souterraine n'apporte aucune contribution à l'écoulement de la rivière. Cette situation peut notamment se produire dans des climats semi-arides à arides présentant un faible module pluviométrique : le toit de la nappe étant plus bas que le fond de la rivière, la nappe va drainer le cours d'eau. Au contraire, si le niveau de la nappe est suffisamment élevé, on assiste à la situation inverse (Fig. 10.9).
Fig. 10.9 - Deux situations distinctes où la nappe peut contribuer au débit de la rivière (a) et où la nappe peut drainer le cours d'eau (b).
Les traceurs environnementaux sont apparus durant les années soixante et ont rapidement vu leurs applications se diversifier. Parmi celles-ci, on peut noter l'analyse de la recharge des nappes d'eau souterraines, leur datation ainsi que l'estimation de leur contribution au débit des rivières et leurs interactions avec l'eau provenant d'autres sources. Ces méthodes ont aussi donné la possibilité d'effectuer des études qualitatives de contamination des nappes souterraines ainsi que de leur salinisation. Parmi les traceurs environnementaux utilisés, les traceurs isotopiques ont été privilégiés. Les isotopes naturels les plus utilisés sont les isotopes stables : hydrogène lourd ou deutérium (2H) et l'oxygène 18 (18O). Ces deux traceurs sont des constituants de l'eau naturelle et sont de fait de bons éléments pour l'analyse du cheminement de l'eau.
Principalement, les méthodes de traçages isotopiques se basent sur le fait que la composition isotopique de l'eau contenue dans les sols est différente de celle de l'eau de pluie et de celle de l'eau des rivières. On considère alors que l'eau contenue dans les sols est de l'eau "ancienne" tandis que l'eau de pluie est dénommée eau "nouvelle". Il est alors possible de déterminer les contributions d'eau ancienne et d'eau nouvelle d'un débit mesuré Q à l'aide d'un système de deux équations à deux inconnues :
|(10.1)|
La première équation exprime simplement que le débit total du cours d'eau est la somme du débit d'eau ancienne et du débit d'eau nouvelle tandis que la seconde équation exprime le fait que le produit de la concentration en isotope () avec le débit total est la somme des produits des concentrations et des débits pour les deux sources d'eau ancienne () et nouvelle (). En mesurant les différentes concentrations ainsi que le débit total, il est alors possible de déterminer les débits dus à l'eau ancienne et à l'eau nouvelle :
|(10.2)|
|(10.3)|
D'un point de vue opérationnel, on détermine les teneurs en isotopes de la pluie (), de l'eau du sol () et de l'eau de la rivière () en effectuant un échantillonnage répété. On mesure encore le débit de la rivière . Ainsi, les seules inconnues sont bien les contributions de l'eau ancienne et de l'eau nouvelle.
On peut essentiellement relever cinq conditions principales d'utilisation des traceurs isotopiques.
La contribution de la zone non-saturée est négligeable. La composition de l'eau en provenance de la zone non-saturée est différente de celle de la nappe et des précipitations. De suite, il devient nécessaire de recourir à deux traceurs au minimum si l'on souhaite pouvoir interpréter les résultats.
La pluie est caractérisée par un signal unique. D'une façon générale, les variations isotopiques de la pluie sont essentiellement temporelles. La teneur isotopique varie fortement en fonction de la durée et du type de précipitations.
La contribution de l'eau stockée dans les réservoirs de surface est négligeable.
La mesure des teneurs en isotopes peut se faire à l'aide d'un spectromètre de masse. On détermine ainsi les rapports 18O/16O et 2H/1H. On étudie ensuite la concentration en isotopes stables par rapport à une référence qui est la teneur moyenne de l'isotope considéré dans les eaux océaniques nommée SMOW (Standard Mean Ocean Water). On calcule ainsi le « delta », pour un élément donné, entre le rapport isotopique d'un échantillon et celui d'un standard (SMOW), exprimé en pour mille (exemple pour 18O) :
|(10.4)|
Les valeurs négatives de concentration signifient que l'échantillon est plus pauvre que la valeur moyenne des eaux océaniques tandis que les valeurs positives entraînent le constat inverse. On utilise enfin très souvent la relation linéaire qui existe entre la concentration en Oxygène 18 et la concentration en deutérium (Fig. 10.10). Pour les pluies, cette relation porte le nom de droite des eaux météoriques et s'exprime comme suit pour les eaux météoriques mondiales :
|(10.5)|
D'une façon générale, on constate que la valeur de la pente de cette droite est assez constante tandis que l'ordonnée à l'origine qui marque l'excès de Deutérium peut dépasser la valeur de 10. Ce dépassement se produit lorsque la vapeur d'eau d'origine océanique a été enrichie de manière significative par une évaporation au niveau des continents ou de mers fermées. Dans le cas du bassin de la Méditerranée par exemple, l'équation (10.5) s'écrit :
|(10.6)|
L'équation globale (10.5) peut aussi s'établir de manière locale (pluies locales)
On peut encore noter que l'analyse de la relation entre oxygène 18 et deutérium permet de mettre en évidence des eaux qui ont subi un processus d'évaporation (par exemple pour un cours d'eau et à différentes phases d'une crue). Le suivi des différentes valeurs de 18O et 2H au cours du temps permet de tracer la droite d'évaporation qui présente une pente plus faible que la droite des eaux météoriques ainsi qu'une valeur plus faible de l'ordonnée à l'origine. L'intersection de cette droite avec la droite des eaux météoriques donne ainsi la possibilité de déterminer la composition isotopique de l'eau avant son évaporation.
Fig. 10.10 - Relation entre Oxygène
18 et Deutérium dans les eaux naturelles
(D'après Fontes )
L'exemple ci-dessous montre la séparation entre eau nouvelle et eau ancienne à l'aide de l'Oxygène 18. L'événement analysé est une crue ayant eu lieu sur le bassin versant de Bois-Vuacoz (24 ha) entre le 7 et le 8 septembre 1993 (les mesures pluviométriques sont effectuées au pas de temps horaire). L'épisode pluvieux est considéré comme étant de volume important (45 mm) mais d'intensité modérée (intensité maximale = 9 mm/h). La figure 10.11 ci-dessous montre successivement le résultat de la décomposition isotopique en terme de débit, l'évolution des teneurs en Oxygène 18 de l'eau de la pluie ainsi que de l'eau de la rivière et, en dernier lieu, l'évolution relative de la quantité d'eau ancienne, eau nouvelle dans le débit mesuré. On peut noter l'importance de l'eau ancienne au début de l'événement ainsi que l'augmentation rapide de la fraction d'eau nouvelle dans le débit de la rivière.
Fig. 10.11 - Séparation isotopique des écoulements et variation des teneurs isotopiques pour l'événement du 7-8 septembre 1993 (D'après Iorgulescu, 1997).
Pour déterminer le cheminement de l'eau, il est aussi possible de recourir à d'autres types de traceurs naturels ou artificiels, chimiques et isotopiques. Les traceurs artificiels (rhodamine, fluoréscéine) sont bien adaptés à des études locales sur de petites surfaces mais présentent différents inconvénients à l'échelle du bassin versant. Leur répartition spatiale et temporelle ainsi que leur coût et la difficulté d'obtenir un état d'équilibre avec leur concentration limitent fortement leur usage à l'échelle du versant. Les traceurs chimiques ont été relativement utilisés avant la généralisation des méthodes isotopiques. Les analyses portent sur les différents éléments chimiques majeurs à savoir :
Les traceurs chimiques ont toutefois le très grand inconvénient de ne pas être conservatifs. Ceci implique par exemple qu'une pluie va s'enrichir par pluvio-lessivage avant même qu'elle n'atteigne le sol. Les isotopes naturels ne présentent pas ces inconvénients. On recourt ainsi le plus souvent aux molécules contenant de l'oxygène 18 ainsi que celle contenant du deutérium (cf. ci-dessus).
Par analogie avec ce que l'on a présenté au sujet de l'oxygène 18 et du deutérium, on peut développer un modèle d'analyse de l'origine et du cheminement de l'eau en recourant à plusieurs traceurs. En reprenant les équations du système (10.1), ce modèle de mélange, à j traceurs et i composantes, peut s'exprimer comme suit :
|(10.7)|
Où :
Qt : débit total de la rivière (somme des débits due à chaque composante Qi),
dtj : concentration du j-ème traceur dans le débit total,
dij concentration du j-ème traceur dans la i-ème composante.
Dans le but de déterminer le comportement hydrologique des bassins versants, une méthode originale (EMMA) a été proposée pour déterminer la contribution des différentes sources d'écoulement. Cette méthode reposait initialement sur le fait que les sols dans les régions à climat tempéré présentent une signature chimique verticale et/ou horizontale. La chimie de la rivière est alors supposée être un mélange d'eau de subsurface de profondeur variable (ex : eau de la nappe, eau du sol). Les composantes sont définies selon leur aptitude à expliquer la variabilité des compositions chimiques observées dans la rivière. Ainsi le domaine défini dans l'espace des traceurs par les concentrations des composantes doit contenir l'ensemble des concentrations chimiques de l'eau de rivière.
Les composantes du modèle peuvent être sélectionnées grâce à la représentation graphique des composantes et de l'eau de rivière dans l'espace des traceurs. Pour le cas particulier des modèles à trois composantes et deux traceurs, le diagramme de mélange correspond dans l'espace des traceurs à un triangle dont les sommets représentent la signature chimique des composantes (figure 10.12).
FIG 10.12 - Diagramme de mélange Calcium et Silice (Joerin, 2000)
Conclusions sur les traceurs
En conclusion, le traçage environnemental permet d'effectuer une analyse des processus hydrologiques en recourant soit à des traceurs isotopiques (Oxygène 18, Deutérium) soit à d'autres traceurs chimiques tels que le Calcium et la Silice. Les méthodes exposées ici ne sont pas uniques mais elles constituent une approche opérationnelle capable de mettre en évidence les processus dominants de la génération de l'écoulement sur un bassin versant.
L'évidence de la diversité des processus de génération de crues s'est posée tout au long de ce chapitre. Ces mécanismes n'agissent pas de manière isolée mais forment un domaine continu de processus. Il s'ensuit que sur un même bassin versant, plusieurs processus concomitants peuvent intervenir durant un même événement pluvieux. De la même manière, il se peut que le type de processus change selon le type d'événement. Les crues générées durant l'été ou l'hiver ne font pas nécessairement appel au même type de processus. On comprend ainsi qu'il est difficile de caractériser l'ensemble des processus de génération de crue. Dunne (1978) a proposé une classification des processus dominant en fonction de trois critères qui sont respectivement le temps de montée de la crue (peak lag time), le débit spécifique maximum (peak runoff rate) et la surface du bassin versant. Les figures 10.13 et 10.14 présentent ces classifications. On y distingue l'écoulement hortonien (Horton overland flow), l'écoulement par saturation (saturation overland flow), l'écoulement de subsurface (Throughflow) ainsi que deux types d'écoulements par tubes.
Les figures 10.13 et 10.14 permettent ainsi de noter que si l'on s'intéresse spécifiquement à des problèmes liés aux crues - c'est à dire pour des valeurs de débits importantes, il conviendra d'être attentif au fait qu'il s'agit essentiellement de processus de type hortonien et ceci indépendamment de la taille du bassin versant. De plus, les crues sont caractérisées par des temps de montée relativement faibles qui augmentent avec la taille du bassin versant. A l'inverse, des crues de faible volume dont le temps de montée peut être de l'ordre de une à plusieurs heures sont représentatives de processus d'écoulement de subsurface. On soulignera encore que les figures présentées ci-dessous, bien qu'elles n'aient pas la prétention de se révéler l'unique outil d'identification des processus, permettent néanmoins, sur la base d'observations élémentaires, de fixer une gamme possible de processus de génération des écoulements pour les situations étudiées.
Fig. 10.13 - Courbes enveloppes du temps de montée en fonction de la surface du bassin versant (D'après Jones )
Fig. 10.14 - Courbes enveloppes du débit spécifique maximum en fonction de la surface du bassin versant (D'après Jones )
Enfin, la figure 10.15 permet de replacer les différents types d'écoulement dans leur contexte géomorphologique en faisant intervenir les facteurs sols, climat et topographiques.
Fig. 10.15 - Représentation des différents processus de génération de l'écoulement en fonction du milieu naturel (D'après Dunne, 1983).