évaporation, évapotranspiration et humidité du sol

Transcription

CHAPITRE 4
ÉVAPORATION, ÉVAPOTRANSPIRATION ET HUMIDITÉ DU SOL
4.1
ÉVAPORATION, ÉVAPOTRANSPIRATION
ET INTERCEPTION
4.1.1
Généralités
Évaporation et transpiration constituent les premiers
prélèvements du cycle hydrologique. Elles sont
faibles et peuvent être négligées durant un épisode
de ruissellement. Le plus gros de ces prélèvements se
produit dans la période séparant deux épisodes de
ruissellement. Elles constituent ainsi, le prélèvement
le plus important au cours de cet intervalle de temps.
On appelle évapotranspiration l’ensemble des
phénomènes d’évaporation et de transpiration. Dans
les grandes étendues de terres en zones tempérées,
l’évapotranspiration représente près des deux tiers de
la précipitation annuelle, le tiers restant s’écoulant
dans les rivières et les nappes souterraines vers les
océans. Dans les régions arides, l’évapotranspiration
peut être encore plus importante, renvoyant vers
l’atmosphère, jusqu’à 90 % de la précipitation
annuelle. L’évaporation relie l’hydrologie aux
sciences de l’atmosphère et, à travers la transpiration,
aux sciences agronomiques.
4.1.2
Définitions
Évaporation
L’évaporation est le processus par lequel de l’eau
passe de l’état liquide ou solide, à l’état gazeux par
un transfert d’énergie thermique.
C’est une part importante du cycle hydrologique,
au point que sur les continents, environ 70 à 75 %
du total de la précipitation annuelle retourne à
l’atmosphère par évaporation et transpiration. Sous
les climats chauds, les pertes d’eau par évaporation
à partir des rivières, des canaux et équipements de
stockage d’eau à ciel ouvert, constituent un
problème vital dans la mesure où elles prélèvent
une part importante des approvisionnements en
eau. Cela revêt une importance dans le sens que la
plus grande partie de l’eau prélevée pour des usages
profitables revient en fin de compte aux rivières et
aux aquifères, et devient de nouveau disponible
pour une réutilisation. Les pertes d’eau par évaporation sont, par contre, définitivement inutilisables.
Même dans les régions humides, la perte par évaporation est significative mais elle est masquée par
l’importance des précipitations au point qu’elle
n’est habituellement pas reconnue, sauf pendant
les périodes sans pluie.
Les réservoirs de stockage présentent de grandes
surfaces à l’évaporation et sont une source majeure
de perte d’eau, même si la profondeur des retenues
contribue à diminuer l’évaporation naturelle qui,
autrement, se produirait sur les grandes étendues
des plaines d’inondation.
Les facteurs contrôlant l’évaporation sont connus
depuis longtemps, mais leur évaluation est difficile
à cause de l’interdépendance de leurs effets. En
général, cependant, l’évaporation dépend de la
température, du vent, de la pression atmosphérique, de l’humidité, de la qualité et de la profondeur
de l’eau, du type et de la nature du sol et enfin de la
forme de la surface exposée.
Transpiration
La transpiration est le processus physiologique
naturel par lequel l’eau stockée sous forme d’humidité du sol est extraite par les racines des plantes,
passe à travers leur corps et est évaporée par les
stomates de leurs feuilles.
La quantité d’eau stockée par une plante n’atteint
pas l’un pour cent de celle qu’elle perd ainsi durant
sa période de croissance. D’un point de vue hydrologique, les plantes se comportent, par conséquent,
comme des pompes tirant l’eau du sol et la remontant vers l’atmosphère.
Il est difficile de procéder à des estimations précises
de la quantité d’eau transpirée en raison des
nombreuses variables responsables du processus.
Les estimations disponibles doivent être utilisées
avec prudence, en tenant compte des conditions
dans lesquelles elles ont été obtenues. Il faut
disposer de relations appropriées entre les facteurs
climatiques et la transpiration si on veut faire un
usage général de données obtenues dans une région
climatique particulière.
La transpiration est contrôlée par des facteurs physiologiques et environnementaux. Les stomates ont
tendance à s’ouvrir ou à se fermer en réponse aux
conditions environnementales comme la lumière ou
l’obscurité et le chaud ou le froid. Les facteurs environnementaux influant sur la transpiration sont
I.4-2
GUIDE DES PRATIQUES HYDROLOGIQUES
essentiellement les mêmes que pour l’évaporation,
quoique légèrement différents. D’un point de vue
pratique, le gradient de pression de vapeur, la température, la radiation solaire, le vent, l’humidité
disponible dans le sol sont les plus importants
facteurs influençant la transpiration.
Évapotranspiration
L’évapotranspiration (ET) est la vapeur d’eau
produite à partir d’un bassin versant, résultant de la
croissance des plantes qui y poussent.
L’évapotranspiration et la consommation d’eau
incluent toutes les deux la transpiration par les
végétaux et l’évaporation à partir des surfaces d’eau
libre, du sol, de la neige, de la glace et de la végétation. Il est important de souligner ici la différence
entre évapotranspiration et consommation d’eau.
La consommation d’eau ne diffère de l’évapotranspiration que parce qu’elle inclut l’eau utilisée pour
la formation du tissu des plantes (Singh, 1994).
Dans le calcul de l’évapotranspiration sont prises en
compte à la fois la transpiration et l’évaporation du
sol. L’évapotranspiration réelle peut être déduite de
l’analyse de l’enregistrement simultané des pluies
et des débits d’un bassin versant.
Il y a une grande différence entre évapotranspiration et évaporation des surfaces libres. La
transpiration est associée à la croissance des plantes
et l’on ne peut donc parler d’évapotranspiration
que durant cette croissance. Il en résulte des variations diurnes et saisonnières, qui se superposent à
l’évaporation annuelle normale des surfaces d’eau
libre.
avoir atteint la surface du sol. Le volume d’eau ainsi
perdu est appelé pertes par interception.
Ces pertes sont en général négligées dans les études
concernant les tempêtes majeures et les inondations.
Elles peuvent, cependant, être très significatives
pour les études du bilan hydrique. Les précipitations
tombant sur la végétation peuvent être retenues par
les feuilles et les brins d’herbe, descendre le long des
troncs ou tomber des feuilles et faire partie de la
pluie au sol. La quantité d’eau interceptée est
fonction: a) des caractéristiques de la tempête; b) de
l’espèce, de l’âge et de la densité des plantes et des
arbres; et c) de la saison de l’année. Durant la saison
de croissance, un taux d’environ 10 à 20 % de la
précipitation est intercepté et retourne au cycle
hydrologique par évaporation. Au sein de forêts très
denses ce taux peut même se porter à 25 % de la
précipitation totale. Dans les régions tempérées,
l’évaporation de l’eau interceptée représente une
part importante de l’évapotranspiration. Il existe
une grande variété de techniques pour la mesure de
l’interception de la pluie (eau stockée dans la
canopée), de la capacité d’interception-stockage de
la canopée, du temps d’imbibition des feuilles, de la
pluie au sol, de l’évapotranspiration de la canopée
et de l’évaporation de l’eau interceptée (souvent,
mais de façon peu appropriée, appelée perte par
interception). Une revue des méthodes de mesure
de l’interception et de l’imbibition des feuilles est
donnée, par exemple, par Bouten et al. (1991) et
Lundberg (1993), tandis que les mesures de la
capacité de stockage de la canopée sont résumées
par Klaassen et al. (1998). Les méthodes micrométéorologiques de mesure de l’évaporation sont
décrites, par exemple, par Garratt (1984) et Sharma
(1985).
Évapotranspiration potentielle
L’évapotranspiration potentielle (ETP) est définie
comme l’évapotranspiration d’un couvert végétal
continu suffisamment alimenté en eau.
Ceci implique une alimentation en eau des plantes
qui soit idéale. Dans le cas où cette alimentation
est inférieure à l’ETP, le déficit sera comblé par
ponction dans l’eau de la réserve utile du sol,
jusqu’à ce qu’environ 50 % de l’eau disponible
soit utilisée. Avec un déficit d’humidité plus
grand l’évapotranspiration réelle (ETR) sera plus
faible que l’ETP jusqu’au point de flétrissement où
l’évapotranspiration cesse.
Interception
L’interception est la partie des précipitations captée
et retenue par la végétation, puis évaporée sans
4.1.3
Mesure de l’évaporation
[SHOFM C46]
Pour une revue générale des instruments de
mesure voir le Guide des instruments et des méthodes
d’observation météorologiques (OMM-N° 8).
4.1.3.1
Méthodes directes
Des méthodes de mesure relativement précises de
l’évaporation et de l’évapotranspiration sont disponibles à partir de bacs, de petits plans d’eau ou du
sol, mais leur mesure directe sur de très grandes
surfaces n’est pas possible actuellement. On a
cependant mis au point plusieurs méthodes d’évaluation indirecte qui fournissent des résultats
acceptables. Dans les réseaux de mesure, on utilise
des bacs d’évaporation et des lysimètres; ces appareils sont étudiés ci-après. En ce qui concerne les
CHAPITRE 4. ÉVAPORATION, ÉVAPOTRANSPIRATION ET HUMIDITÉ DU SOL
réservoirs existants, les parcelles et les bassins
versants de petite dimension, les évaluations
peuvent être faites à partir du bilan hydrique, du
bilan énergétique, des méthodes basées sur l’aérodynamique des fluides et d’autres méthodes
disponibles. Ces techniques ne sont étudiées ici
que sous l’angle des instruments et des besoins en
observations. Le calcul de l’évaporation et de l’évapotranspiration des plans d’eau et de surfaces de
sol par les diverses méthodes indirectes est présenté
séparément dans ce chapitre. Quelques méthodes
directes sont présentées ci-dessous.
Bac d’évaporation
Pour déterminer l’évaporation au-dessus des lacs et
des réservoirs, on utilise fréquemment les données
fournies par les bacs d’évaporation. Certains sont
carrés, d’autres cylindriques; certains sont installés
au-dessus du sol, d’autres sont enterrés de façon que
l’eau soit sensiblement au même niveau que le sol.
Les bacs d’évaporation sont parfois installés sur des
plates-formes flottantes ancrées sur des lacs ou
d’autres plans d’eau.
Trois types de bacs méritent d’être mentionnés: le bac
américain de classe A (figure I.4.1), le bac GGI-3000
(figure I.4.2) et le bac de 20 m2 de la Fédération de
Russie. Le bac américain a été recommandé par
l’OMM et l’AISH (Association internationale des
sciences hydrologiques) comme instrument de référence. Ses performances ont pu être ainsi étudiées
dans des conditions climatiques très diverses, sous des
latitudes et à des altitudes très différentes. Le bac
GGI-3000 et le bac de 20 m2 sont utilisés en Fédération
de Russie et dans certains autres pays dans diverses
conditions climatiques. Ils fonctionnent bien et se
caractérisent par une relation extrêmement stable
avec les facteurs météorologiques qui conditionnent l’évaporation. L’Organisation météorologique
mondiale a patronné dans plusieurs pays, un
programme d’observations comparatives (OMM,
1976) effectuées à l’aide du bac de classe A, du bac
GGI-3000 et du bac de 20 m2. Ce qui a permis la mise
au point de recommandations d’ordre opérationnel
quant à leur pertinence en fonction de conditions
climatiques et physiographiques diverses.
Les appareils suivants complètent l’équipement des
stations évaporimétriques: un anémomètre ou
anémographe totalisateur, un pluviomètre non enregistreur, un thermomètre ou un thermographe pour
la température de l’eau du bac, ainsi qu’un thermomètre ou thermographe à maxima et minima pour la
température de l’air, ou un psychromètre ou un
hygrothermographe.
L’emplacement choisi devra être plat et dégagé.
Lorsque le climat et la nature du sol ne permettent
pas d’entretenir une couverture végétale, le sol
devra rester dans un état aussi proche que possible
de la couverture naturelle de la zone environnante.
S’il y a des obstacles environnants (arbres, bâtiments, buissons ou abris d’appareils), le bac devra
être à une distance au moins égale à quatre fois la
hauteur de l’obstacle au-dessus du bac. En aucun
cas, le bac et l’abri destinés aux appareils ne devront
être placés sur un socle ou un piédestal en béton,
sur une surface asphaltée ou des graviers.
Les appareils ne devront à aucun moment créer une
ombre sur le bac. La parcelle de terrain devra faire
au moins 15 x 20 mètres de surface et sera clôturée
pour protéger les appareils et empêcher les animaux
de venir y boire. La clôture sera telle qu’elle ne
pourra pas perturber le régime du vent au-dessus du
bac. Dans les endroits inhabités, particulièrement
dans les régions arides et tropicales, il est souvent
nécessaire de protéger les bacs contre les oiseaux
et les petits animaux en utilisant des produits
À remplir jusqu’à 5 cm
en dessous de l’anneau
Figure I.4.1. Bac américain de classe A
I.4-3
Figure I.4.2. Bac GGI-3000
I.4-4
chimiques répulsifs et un grillage fixé au-dessus du
bac. Afin d’évaluer les erreurs causées par les effets
du grillage sur le régime du vent et sur les caractéristiques thermiques du bac, des mesures devront être
prises pour comparer les mesures du bac protégé à
celle d’un bac standard du site habité le plus proche.
Il faudra mesurer le niveau de l’eau dans le bac avec
exactitude avant et après l’adjonction d’eau.
Cette opération peut s’effectuer de deux manières:
a) Le niveau de l’eau peut être mesuré au
moyen d’une pointe limnimétrique recourbée
se composant d’une échelle mobile et d’un
vernier, munie d’un crochet et placée à l’intérieur d’une chambre d’eau calme dans le bac.
On peut aussi utiliser un flotteur. On utilisera
un récipient gradué pour ajouter ou retirer de
l’eau à chaque observation, de façon à ramener
la surface de l’eau à un niveau prédéterminé;
b) Le niveau de l’eau peut également être déterminé par la méthode suivante:
i)
On amène, dans le bac, un récipient de
petit diamètre muni d’une vanne, sur le
sommet d’un repère situé au-dessous de
la surface de l’eau du bac;
ii) On ouvre la vanne et l’on attend que l’eau
contenue dans le récipient ait atteint le
niveau de l’eau du bac;
iii) On ferme la vanne et l’on détermine avec
exactitude le volume d’eau contenu dans
le récipient à l’aide d’une éprouvette.
On détermine la hauteur du niveau de l’eau
au-dessus du repère d’après le volume d’eau
contenu dans le récipient et les dimensions de
celui-ci.
L’évaporation journalière est calculée en prenant
la différence du niveau de l’eau dans le bac d’un
jour à l’autre et en tenant compte éventuellement
des précipitations qui se sont produites pendant la
période considérée. La valeur de l’évaporation
entre deux observations du niveau de l’eau dans le
bac est déterminée par:
E = P ± Δd
(4.1)
où P est la hauteur des précipitations pendant la
période entre les deux mesures et Δd est la hauteur
d’eau ajoutée (+) ou enlevée (–) au volume contenu
dans le bac.
Plusieurs types de bacs d’évaporation automatiques
sont utilisés. L’eau contenue dans le bac est maintenue automatiquement à un niveau constant grâce
à un système permettant d’ajouter dans le bac de
l’eau provenant d’un réservoir ou, dans le cas de
précipitations, de prélever l’excès d’eau, la quantité
d’eau ajoutée ou prélevée étant enregistrée.
La principale difficulté dans la mesure directe de
l’évaporation avec un bac de classe A réside dans le
fait qu’il est nécessaire d’utiliser des coefficients
pour étendre les mesures obtenues sur un petit
réservoir à de grandes étendues d’eau libre. La
logique floue suggérée par Keskin et al. (2004) peut
constituer une alternative à l’évaluation classique
de l’évaporation.
Évaporation de la neige
Des évaporimètres en polyéthylène ou en plastique
incolore sont utilisés dans de nombreux pays pour
mesurer l’évaporation de la neige ou la condensation qui se produit à sa surface. Les évaporimètres à
neige doivent avoir une surface d’au moins 200 cm2
et une profondeur de 10 cm.
On prélève un échantillon qu’on dépose dans
l’évaporimètre, on pèse le tout et on installe l’évaporimètre de telle sorte que le haut affleure au
niveau de la surface de la couverture de neige. Il
faut veiller à ce que les caractéristiques de surface
de l’échantillon soient comparables à celles de la
couverture de neige dans laquelle on le place. À la
fin de la période de mesure, on récupère l’évaporimètre, on essuie soigneusement l’extérieur et on le
pèse. La différence de poids entre la première et la
deuxième pesée donne, en centimètres, la quantité
d’évaporation ou de condensation. Les mesures
faites en période de chute de neige ou de chasseneige n’ont aucune valeur. Pendant la fonte de la
neige, les évaporimètres doivent être pesés, et les
échantillons renouvelés, et ce à intervalles plus
fréquents, car la couverture de neige s’affaissera
en découvrant les parois de l’évaporimètre et
perturbant l’écoulement de l’air au-dessus de
l’échantillon.
4.1.3.2
Méthodes indirectes
Par suite des difficultés que présentent les observations directes de l’évaporation sur les lacs et
réservoirs, on a généralement tendance à utiliser des
méthodes indirectes d’évaluation basées sur le bilan
hydrique, le bilan énergétique, l’aérodynamique ou
une combinaison de ces approches. Les facteurs
météorologiques qui entrent dans ce mode d’évaluation sont le rayonnement solaire et le rayonnement
de grande longueur d’onde, les températures de l’air
et de la surface de l’eau, l’humidité atmosphérique
ou la tension de vapeur, et le vent. L’appareillage et
les méthodes d’observation pour la mesure de ces
Figure I.4.3. Pyrradiomètre (détail du capteur)
facteurs sont décrits ci-après. L’utilisation de ces
observations dans les diverses méthodes indirectes
d’évaluation de l’évaporation est décrite, plus loin,
dans ce chapitre.
Rayonnement solaire
Le rayonnement solaire total incident (de courtes
longueurs d’onde) doit être mesuré à proximité du
réservoir à l’aide d’un pyranomètre et enregistré de
manière continue. Le rayonnement de courtes
longueurs d’onde atteignant une surface horizontale
est mesuré à l’aide d’un pyranomètre. La plupart des
pyranomètres modernes sont des thermopiles à
jonctions multiples placées sous une coupelle simple
ou double en verre qui permet aux seules radiations
comprises entre 0,3 et 3 µm d’atteindre la surface
sensible du pyranomètre (figure I.4.3). Certains types
de pyranomètres ont une surface entièrement noircie
avec une moitié des thermojonctions en contact
avec elle, et l’autre moitié disposée de façon à
détecter les lentes variations de température de référence d’un grand bloc de cuivre isolé. Dans d’autres
types, l’élément sensible consiste en deux surfaces
peintes l’une en noir et l’autre en blanc auxquelles
sont soudées les thermojonctions.
Rayonnement de grandes longueurs d’onde
I.4-5
courant d’air produit par un petit ventilateur. La
plaque elle-même comprend une partie supérieure
en aluminium noirci et une partie inférieure en
aluminium poli, séparées par une couche isolante à
travers laquelle une pile thermoélectrique mesure le
gradient vertical de température. La tension de la
pile est proportionnelle au flux de chaleur qui
traverse la plaque et qui, à son tour, est proportionnel à l’énergie reçue par la surface noircie, après
déduction du rayonnement du corps noir. Pour
déterminer la valeur de cette correction, un élément
thermoélectrique séparé sert à mesurer la température de la surface noircie. Le courant d’air fourni par
le ventilateur permet d’éliminer les effets du vent
sur le coefficient d’étalonnage de l’appareil.
Un autre type d’instrument, le pyrradiomètre différentiel, mesure la différence entre le rayonnement
total (de courtes et de grandes longueurs d’onde)
entrant (vers le bas) et le rayonnement sortant (vers
le haut). L’instrument consiste en un plateau horizontal aux faces supérieure et inférieure noircies. La
moitié des jonctions de la thermopile sont attachées
à la face supérieure et les autres à la face inférieure,
de sorte que le courant produit par la thermopile
soit proportionnel au rayonnement net dans la
bande 0,3-100 µm. Ces instruments sont classés en
deux types: les appareils ventilés et ceux qui sont
munis d’une protection conçue pour réduire le
transfert de chaleur convective en provenance de
l’élément sensible. Les instruments doivent être
placés à un mètre au moins au-dessus de la
couverture végétale.
Température de l’air
La température de l’air doit être mesurée à deux
mètres au-dessus de la surface de l’eau près du
centre du réservoir. Pour des réservoirs de petites
dimensions, la température de l’air ne se trouvera
guère modifiée par son passage au-dessus de l’eau;
aussi pourra-t-on la mesurer de façon satisfaisante
sur une rive au vent.
Pour mesurer le rayonnement de grandes longueurs
d’onde, on utilise des radiomètres à plaque. Ces
appareils ne sont pas sélectifs: ils mesurent tous les
rayonnements, quelle que soit leur longueur
d’onde. Le rayonnement de grandes longueurs
d’onde est déterminé par la différence entre le
rayonnement total reçu du soleil et du ciel, mesurés
par un radiomètre; le rayonnement solaire est
mesuré par un pyranomètre au même endroit.
Bien qu’il suffise en général d’effectuer des observations à des intervalles d’une, quatre ou six
heures, il est cependant préférable d’avoir un
relevé continu de la température, en particulier
dans le cadre de mesures d’humidité de l’air. Des
thermographes électriques à thermocouples
conviennent très bien pour l’enregistrement de la
température sur les potentiomètres enregistreurs
multicanaux utilisés pour les mesures de
rayonnement.
Un type de radiomètre consiste en une plaque
carrée de 5 cm2, placée horizontalement dans le
Lorsqu’on mesure la température de l’air, il faut
s’assurer que les thermomètres sont placés à l’abri
I.4-6
du soleil, sans que pour autant leur ventilation
naturelle s’en trouve diminuée. Des écrans spéciaux
contre le rayonnement ont été conçus pour les thermomètres à thermocouples. Les mesures de la
température de l’air doivent être faites avec une
exactitude de ± 0,3 °C.
Température superficielle de l’eau
On utilise divers types de thermomètres pour
mesurer la température de l’eau: thermomètre à
mercure en verre ou acier (avec maxima et minima
et thermomètre à renversement), résistance de
platine ou thermistors avec circuit électronique et
compteur ou enregistreur, et thermomètres à
thermocouple avec voltmètre, avec ou sans
enregistreur.
Les applications particulières déterminent le
modèle qui convient le mieux. Par exemple, les
observations directes se font très bien avec un
thermomètre à mercure en verre, tandis que les
enregistrements continus peuvent se faire avec
une sonde à résistance ou un thermocouple.
Humidité et pression de vapeur de l’air
Les mesures d’humidité sont effectuées au même
endroit que les mesures de la température. Les
appareils les mieux adaptés pour l’enregistrement
sont des psychromètres utilisant des thermomètres
à thermocouples. Ceux qui sont décrits à la section
précédente – température de l’air – auxquels on
ajoute un thermocouple pour le thermomètre
mouillé, donnent des résultats satisfaisants. Pour
les thermocouples mouillés, on utilise une mèche et
un réservoir qui devront être conçus de telle sorte
que l’eau y arrive à la même température que le
thermomètre mouillé. Par ailleurs, ce type de thermomètre doit être protégé contre le rayonnement,
tout en ayant une ventilation suffisante pour
obtenir une indication vraie du thermomètre
mouillé. Si la vitesse du vent est supérieure à
0,5 m s–1, on pourra utiliser un écran du type de
celui qui sert pour la mesure de la température de
l’air. Pratiquement, l’écran pour thermomètre
mouillé est fixé juste au-dessous de l’écran utilisé pour le thermomètre servant à mesurer la
température de l’air.
Les thermographes qui fournissent un enregistrement continu de température se composent, en
général, d’un thermomètre à mercure en acier,
immergé dans l’eau, relié à un enregistreur circulaire ou à un cylindre par un tube de Bourdon.
L’installation des thermographes doit être faite
soigneusement afin que la température mesurée
soit bien celle de l’eau (Herschy, 1971).
Si les mesures des températures des thermomètres
secs et mouillés sont faites avec une précision de
l’ordre de ± 0,3 °C, l’humidité relative est obtenue
avec une précision de ± 7 % pour des températures
modérées, ce qui est suffisant pour déterminer la
tension de vapeur d’eau dans l’air.
Dans le cas de stations automatiques où les mesures
(qui comprennent généralement d’autres variables)
sont enregistrées sur bande magnétique ou transmises par fil ou par radio, on emploie très souvent
des thermomètres à résistance de platine ou à thermistances. Comme ils n’ont aucune partie mobile,
ils sont plus fiables et fournissent des mesures plus
exactes avec une plus grande sensibilité. Le capteur
est généralement monté dans un circuit du genre
pont de Wheatstone, avec un amplificateur électronique qui fournit un signal de sortie convenable
pour l’enregistrement ou la transmission.
La mesure de la vitesse du vent doit être effectuée
à une hauteur de deux mètres au-dessus de la
surface de l’eau, près du centre du réservoir. On
utilise en pratique un radeau ancré sur lequel sont
fixés les appareils nécessaires.
En général, la précision nécessaire d’une mesure de
température de l’eau est de ± 0,1 °C, sauf pour des
usages particuliers où l’on peut avoir besoin d’une
plus grande exactitude. Cependant, dans bien des
cas, une précision de ± 0,5 °C est suffisante, et bien
souvent les résultats statistiques de températures
sont arrondis au degré Celsius le plus proche.
Ainsi, il est important de préciser les besoins
opérationnels, de façon à choisir le thermomètre
le mieux adapté.
Vent
N’importe quel type d’anémomètre capable de
mesurer ou d’enregistrer à distance fournira des
indications suffisantes sur la vitesse moyenne
journalière du vent. Les anémomètres à trois
coupelles ou à ailettes sont ceux qui conviennent
le mieux pour l’enregistrement à distance.
L’exactitude obtenue avec ce type d’instrument est
de l’ordre de ± 0,5 m s–1, ce qui est suffisant pour
les mesures relatives à l’évaporation.
Si on utilise un anémomètre totalisateur, le
compteur devra être relevé à intervalles réguliers,
de préférence quotidiennement. Si l’anémomètre
est à contact électrique, on doit lui adjoindre un
enregistreur, ce qui peut être réalisé au moyen
d’un marqueur électrique d’événement en marge
de la courbe de température.
4.1.4
Mesure de l’évapotranspiration
Évaporimètres au sol et lysimètres
L’évapotranspiration peut s’évaluer au moyen d’évaporimètres au sol et de lysimètres, par la méthode
du bilan hydrique ou de chaleur, par la méthode
de la diffusion turbulente et par diverses formules
empiriques basées sur les données d’observations
météorologiques. L’emploi des évaporimètres au sol et
des lysimètres permet une mesure directe de l’évapotranspiration à partir de différentes occupations du sol
et de l’évaporation du sol nu entre les plants
cultivés. Ces appareils sont suffisamment simples et
précis dans la mesure où les normes d’installation
et les protocoles d’observation sont respectés. La
transpiration de la végétation est évaluée par l’estimation de la différence entre la valeur de
l’évapotranspiration et celle de l’évaporation du sol
nu, mesurées simultanément.
Suivant la méthode employée pour leur exploitation,
les évaporimètres et les lysimètres se divisent en
appareils:
a) À pesée, utilisant des bascules mécaniques pour
mesurer les variations de teneur en eau;
b) Hydrauliques, basés sur le principe de pesée
hydrostatique;
c) Volumétriques, dans lesquels l’évaporation est
mesurée par la quantité d’eau ajoutée ou soutirée.
Il n’y a pas d’instrument universel type pour mesurer
l’évapotranspiration.
Les conditions à remplir pour choisir l’emplacement
des sites sont les suivantes:
a) L’endroit choisi pour aménager un site d’étude
doit être suffisamment représentatif de la zone
environnante en ce qui concerne les conditions
d’irrigation, les caractéristiques du sol (structure,
profil, type), la pente et le couvert végétal;
b) Le site de mesure d’évaporation doit être situé en
dehors de la zone d’influence de bâtiments isolés
ou d’arbres. Il ne doit pas être à moins de 100 à
150 m de la lisière du champ expérimental, et
à plus de trois à quatre kilomètres de la station
météorologique. L’emplacement où doivent être
pris les blocs de terre pour les évaporimètres et les
lysimètres est à choisir dans un rayon de 50 m du
site de mesure. Le sol et le couvert végétal du bloc
de terre doivent correspondre à ceux du site.
4.1.5
Mesures par télédétection des
paramètres de l’évaporation et
de l’évapotranspiration [SHOFM D]
Des observations par télédétection combinées
avec des données météorologiques auxiliaires ont
I.4-7
été utilisées pour des estimations indirectes de
l’évapotranspiration sur une gamme d’échelles
spatio-temporelles (Schulz et Engman, 2000).
Beaucoup de progrès ont été réalisés, récemment,
dans les mesures des paramètres par télédétection, y
compris:
a) Radiation solaire incidente;
b) Albédo de surface;
c) Couvert végétal;
d) Température de surface;
e) Humidité du sol.
Mesure par télédétection des paramètres de
l’évaporation
Les mesures de radiation et de température de l’air
sont habituellement faites aux mêmes endroits, soit
au centre du lac ou du réservoir, soit à terre à une
station sous le vent. Cela permet d’enregistrer
plusieurs paramètres avec un enregistreur multicanal. Des appareils totalisateurs sont parfois utilisés
avec des enregistreurs à bande. Cela donne une
vision globale de la valeur moyenne de chaque
paramètre, pour la période pour laquelle l’évaporation doit être calculée (généralement 10 jours ou
2 semaines).
Plusieurs paramètres importants pour l’estimation
de l’évaporation sont obtenus par la mesure par
télédétection d’un rayonnement électromagnétique, de longueur d’onde donnée, émis ou réfléchi
à partir de la surface de la Terre. La radiation solaire
incidente peut être estimée à partir d’observations
du couvert nuageux par des satellites à orbite
géosynchrone, utilisant un scanner à spectre
multiple (Multispectral Scanner, MSS) dans les bandes
visible, proche infrarouge et infrarouge thermique
du spectre électromagnétique (Brakke et Kanemasu,
1981; Tarpley, 1979; Gautier et al., 1980). L’albédo
de surface peut être estimé, en conditions de ciel
clair, à partir de mesures couvrant toute la gamme
des longueurs d’ondes du visible et du proche infrarouge (Jackson, 1985; Brest et Goward, 1987). La
température de surface peut être estimée à partir des
mesures MSS du flux radiatif émis, dans la bande de
l’infrarouge thermique (Engman et Gurney, 1991).
Il y a eu, cependant, peu de progrès dans la mesure
directe par télédétection des paramètres atmosphériques affectant l’évaporation, tels que:
a) La température de l’air près de la surface;
b) Le gradient de tension de vapeur près de la
surface;
c) Le vent près de la surface.
En outre, la télédétection a un rôle potentiellement important, pour l’extrapolation régionale de
I.4-8
l’évaporation, du fait de la couverture spatiale
qu’elle permet.
Mesure par télédétection des paramètres de
l’évapotranspiration
Des chercheurs (par exemple, Bastiaanssen et al.,
1998; Choudhury, 1997; Granger, 1997) ont utilisé,
récemment, des données satellitaires pour estimer
l’évapotranspiration réelle régionale. Plusieurs
paramètres importants dans l’estimation de l’évapotranspiration sont obtenus par la mesure, par
télédétection d’un rayonnement électromagnétique
de longueur d’onde donnée, émis ou réfléchi à
partir de la surface de la Terre. La radiation solaire
incidente, l’albédo et la température de surface
peuvent être estimés à l’aide des mêmes mesures
satellitaires que celles décrites dans la section 4.1.3.
L’humidité du sol peut être estimée par la mesure
des micro-ondes émises ou reçues par le sol (émission et réflexion, ou rétro diffusion depuis le sol). Il
y a, cependant, des incertitudes dans ces estimations dues aux facteurs déjà signalés comme la
rugosité de la surface et le couvert végétal.
À l’avenir, l’approche la plus pratique pour la télédétection consistera en des observations répétées
dans le visible, le proche infrarouge, l’infrarouge
thermique et les micro-ondes. Les éléments pour la
détermination du flux de chaleur seront mesurés
par les satellites EOS. Le flux de chaleur latente ne
peut pas être mesuré directement mais EOS fournira
une certaine capacité d’échantillonnage. En outre,
les futurs programmes tels que EOS, devraient
fournir les données nécessaires pour l’évaluation de
l’évapotranspiration aux échelles locale, régionale
et globale.
4.2
4.2.1
ESTIMATION DE L’ÉVAPORATION
DES SURFACES LIBRES
Généralités [SHOFM I45]
L’évaporation à partir des plans d’eau peut être
estimée par diverses méthodes, comme:
a) Le bilan hydrologique;
b) Le bilan énergétique;
c) Les méthodes de transfert de masse;
d) La combinaison de plusieurs méthodes;
e) Les formules empiriques.
Toutes les méthodes décrites peuvent servir à déterminer l’évaporation. En pratique, l’instrumentation
pour les méthodes de bilan énergétique et de
transfert de masse est relativement chère et le coût
pour assurer dans le temps les observations est
substantiel. Il en résulte que la méthode du bilan
hydrologique et l’utilisation des bacs d’évaporation
sont plus courantes. La méthode du bac d’évaporation est la moins coûteuse et fournit, souvent, de
bonnes estimations de l’évaporation annuelle. Le
choix d’une approche dépend cependant du degré
de précision souhaité. Comme l’aptitude à évaluer
les paramètres des budgets hydrologique et énergétique augmente, il en sera de même pour les
estimations de l’évaporation.
4.2.2
Bilan hydrologique
La méthode, est basée sur l’équation de continuité
et peut être utilisée pour le calcul de l’évaporation:
E = I – O – DS
(4.2)
avec E = évaporation, I = flux entrant, O = flux
sortant, ΔS = variation du stock.
En ajoutant les indices s et g aux différents termes
de l’équation 4.2 pour distinguer, respectivement,
les flux de surface et les flux souterrains, l’équation
devient:
Es = P + R1 – R2 – Rg – Ts – F – DSs
(4.3)
avec Es = évaporation du réservoir, P = précipitation,
R 1 = écoulement superficiel entrant dans le
réservoir, R2 = écoulement superficiel sortant du
réservoir, Rg = entrée d’eau souterraine, Ts = pertes
par transpiration, F = infiltration (ou fuites) et
ΔSs = variation du stock.
Si Os = (Rg – F) est l’échange net souterrain et que le
terme de transpiration Ts est nul, l’équation 4.3
devient:
Es = P + R1 – R2 + Os – DSs
(4.4)
Tous les termes sont exprimés en unité de volume
pour la période de temps étudiée, laquelle ne
devrait pas être inférieure à une semaine. Bien
qu’ayant l’avantage d’être simple en théorie, la
méthode du bilan hydrologique présente l’inconvénient que les erreurs dans la mesure des
paramètres de l’équation 4.4 se répercutent directement sur la valeur calculée de l’évaporation. Il n’est
donc pas conseillé d’appliquer la méthode à des
périodes de temps inférieures à un mois, si on
attend une estimation de l’évaporation comprise
dans un intervalle de ±5 % du montant réel.
Les pertes F sont, probablement, le terme le plus
difficile à évaluer. Elles peuvent être estimées à
partir de la conductivité hydraulique du fond du lac
et du gradient hydraulique. Néanmoins, il faut
reconnaître que la méthode du bilan hydrologique
se révélera plus efficace quand elle est appliquée à
un lac relativement imperméable où les fuites
souterraines sont négligeables comparativement à
la valeur de l’évaporation.
Pour évaluer ΔSs, une courbe précise surface-capacité du lac doit être disponible. Même avec ces
données, le stockage dans les rives peut introduire
une erreur dans le bilan hydrologique. Cependant
si on néglige ce stockage des rives, le bilan hydrologique ne sera pas utilisable pour un cycle annuel.
Bien qu’il soit théoriquement possible d’utiliser
cette méthode pour estimer l’évaporation sur toutes
les surfaces libres, elle est généralement impraticable, à cause des erreurs dans la mesure des
différents paramètres. L’évaporation estimée par
cette méthode est le terme résiduel du bilan, et peut
donc être entachée d’erreurs considérables s’il est
petit relativement aux autres paramètres.
En résumé, la méthode est difficile et imprécise,
dans la plupart des conditions, particulièrement
pour de courtes périodes de temps. Quelques-uns
des paramètres les plus difficiles à mesurer sont la
variation du stockage, les pertes par percolation, les
flux souterrains et advectifs.
longueurs d’onde provenant de l’atmosphère, Qar le
rayonnement réfléchi de grandes longueurs d’onde,
Qbs le rayonnement de grandes longueurs d’onde
émis par la masse d’eau, Qv l’énergie nette transmise
par advection (entrées et sorties) dans la masse
d’eau, Qe l’énergie consommée par l’évaporation,
Qh l’énergie transmise par convection par la masse
d’eau sous forme de chaleur sensible, Qw l’énergie
transmise par advection par l’eau évaporée.
Tous les termes de l’équation 4.5 sont en watt par
mètre carré par jour (W m–2jour). La chaleur dégagée
par les processus chimiques et biologiques est
négligée car il s’agit d’un transfert se produisant à
l’interface eau-sol. La transformation d’énergie
cinétique en énergie thermique est également
négligée. Ces facteurs sont, généralement, quantitativement très faibles par comparaison avec les
autres termes du budget si on s’intéresse à de grands
réservoirs. Leur omission a donc peu d’effet sur la
fiabilité des résultats.
Chaque terme de l’équation du bilan d’énergie est
mesuré directement ou calculé à l’aide de relations
connues. La procédure pour évaluer chacun d’entre
eux est décrite ci-dessous.
Les termes pouvant êtres mesurés sont Qs, Qr et Qa
et le bilan radiatif net est donné par:
Rf = Qs – Qsr + Qa – Qar – Qbs
4.2.3
Bilan énergétique
La méthode du bilan d’énergie est une application
de l’équation de continuité écrite en termes
d’énergie. Elle a été employée pour calculer l’évaporation à partir des océans et des lacs, par exemple au
réservoir Elephant Butte au Nouveau-Mexique
(Gunaji, 1968). Dans l’équation, les entrées et
sorties d’énergie sont équilibrées par la quantité
d’énergie stockée dans le système. La précision des
estimations obtenues par cette méthode dépend
fortement de la fiabilité et de la précision des
données mesurées. Dans de bonnes conditions, on
peut s’attendre à des erreurs moyennes de l’ordre de
10 % pour les périodes estivales et de 20 % les mois
d’hiver.
L’équation du bilan d’énergie pour un lac peut être
écrite sous la forme (Viessman et al., 1989):
Q0 = Qs – Qr + Qa – Qar – Qbs + Qv – Qe – Qh – Qw
(4.5)
où Q0 désigne la variation de l’énergie stockée dans
la masse d’eau, Qs le rayonnement solaire incident
sur la surface de l’eau, Qr le rayonnement solaire
réfléchi, Qa le rayonnement incident de grandes
I.4-9
(4.6)
Toutes les valeurs ci-dessus sont exprimées en
W m–2.
La description détaillée des instruments et techniques
de mesure concernant les éléments mentionnés est
donnée dans les sections 4.1.3, 4.1.4 et 4.1.5 ou dans
le Guide des instruments et des méthodes d’observation
météorologiques (OMM-N° 8).
Pour le rayonnement réfléchi de grande longueur
d’onde (Qar), il est admis que la surface de l’eau
réfléchit environ 3 % du rayonnement de grandes
longueurs d’onde qu’elle reçoit.
Pour calculer le rayonnement émis par la surface de
l’eau (Qbs), on applique la loi de Stefan-Boltzmann
sur le rayonnement d’un corps noir, avec un coefficient d’émissivité de 0,970 pour l’eau. L’équation
pour le calcul du rayonnement émis par la surface
de l’eau est:
Qbs = 0,97σq4
(4.7)
où Qbs est le rayonnement émis par la surface de
l’eau en W m–2, σ la constante de Stefan-Boltzmann
I.4-10
(5,67 x 10–8 W m–2 °K–4) et θ la température de la
surface de l’eau en °K. Pour le calcul, la température
de la surface de l’eau, prise près du centre du réservoir, est déterminée pour chaque période d’étude.
Elle est convertie en °K et le rayonnement moyen
émis par la surface de l’eau est calculé pour la
période et exprimé en W m–2.
L’énergie thermique stockée dans la masse d’eau à
une date donnée est calculée à partir d’un relevé des
températures effectué à cette date. Les températures
devraient être mesurées avec une exactitude de
0,1 °C, habituellement à des intervalles de deux
semaines ou d’un mois. La masse d’eau du réservoir
peut être séparée en plusieurs couches horizontales
de la surface au fond. Le volume d’eau de chaque
couche est déterminé d’après la relation hauteurvolume du réservoir. Pour obtenir une température
moyenne pour le volume d’eau d’une couche déterminée, on fait la moyenne des résultats de toutes les
mesures de températures effectuées dans cette
couche.
La sommation des produits du volume par la température (en supposant une température de base de
0 °C) fournit une valeur pour l’énergie totale à cette
date. La masse volumique et la chaleur spécifique
sont considérées égales à l’unité pour la plage de
température de l’eau dans le réservoir. Pour déterminer l’énergie absorbée par l’évaporation Qe, il faut
évaluer la variation de l’énergie stockée résultant du
déplacement de l’énergie contenue dans les volumes
d’eau entrants et sortants du réservoir. Là encore, on
prend habituellement 0 °C comme température de
base pour effectuer les calculs. Les températures de
ces volumes d’eau sont déterminées d’après des
observations ou des enregistrements (section 4.1.3)
suivant la variation de température en fonction du
débit. Si la température de l’eau varie en fonction du
débit, la température moyenne du volume doit être
pondérée en fonction de ce débit. Les températures
de l’eau stockée dans les berges et de l’eau qui s’infiltre sont supposées égales à la température annuelle
moyenne de l’air. On reconnaît que cette hypothèse
peut introduire des erreurs, mais celles-ci ne sont pas
considérées comme importantes si l’apport par la
surface constitue un facteur important du bilan
hydrologique.
Si les précipitations constituent un élément important du bilan hydrologique, il faut tenir compte de
l’énergie fournie par ce volume d’eau. Dans ce cas, la
température d’une précipitation liquide est supposée
être celle du thermomètre humide au moment de la
précipitation. Le calcul de l’énergie pour chaque
volume est effectué dans le système centimètregramme-seconde (CGS), et la masse volumique ainsi
que la chaleur spécifique sont considérées égales à
l’unité pour la plage des températures de ces volumes
d’eau. Le produit de la température par le volume
donne la quantité d’énergie pour chaque volume, en
joules (énergie nette d’advection, Qv). La différence
entre les quantités d’énergie calculées pour l’eau
stockée d’après les relevés des températures effectués
au début et à la fin de la période d’étude détermine la
variation d’énergie stockée (Q0).
Durant les mois d’hiver, lorsqu’une couche de glace
recouvre partiellement ou complètement le plan
d’eau, le bilan énergétique ne donne de bons résultats
qu’occasionnellement, car il est difficile de mesurer
le rayonnement solaire réfléchi, la température de
surface de la glace et l’extension de la couche de
glace. Dans de nombreux cas, l’estimation de
l’évaporation journalière basée sur le bilan d’énergie
n’est pas possible, car une caractérisation fiable de la
variation de l’énergie stockée est impossible sur des
périodes aussi courtes. Des périodes d’une semaine
ou plus sont mieux à même de donner des mesures
satisfaisantes.
Dans l’approche par bilan d’énergie, il a été démontré
que les différentes variables ne demandent pas la
même précision de mesure. Par exemple, une erreur
d’à peine 2 % sur la mesure du rayonnement longues
ondes incidentes entraîne des erreurs de 3 à 15 %
dans les estimations de l’évaporation mensuelle,
alors qu’elles ne sont que de 1 à 5 % pour une erreur
de l’ordre de 10 % sur l’énergie solaire réfléchie. Pour
déterminer l’évaporation par l’équation 4.5, on
utilise couramment la relation suivante:
B =
Qh
(4.8)
Qe
où B est appelé rapport de Bowen (Bowen, 1926) et:
Qw =
c pQ e (T e − T b )
L
(4.9)
où cp est la chaleur spécifique de l’eau (cal/g °C)
égale à 4186.8 J/kg °C, Te la température de l’eau
évaporée (°C), Tb la température de base prise
d’habitude arbitrairement à 0 °C, et L la chaleur
latente de vaporisation (cal/g) égale à 2260 kJ/kg.
En introduisant cette expression dans l’équation 4.5 et résolvant par rapport à Qe, on obtient:
Qe =
Q s − Q r + Q a − Q ar − Q bs − Q o + Q v
1 + B + c p (T e − T b ) / L
(4.10)
Pour déterminer la hauteur d’eau évaporée par
unité de temps, l’expression suivante peut être
utilisée:
I.4-11
E =
Qe
(4.11)
ρL
où E est l’évaporation (m s–1) et ρ la masse volumique de l’eau évaporée (kg m–3).
L’équation du bilan d’énergie devient donc:
E =
Q s − Q r + Q a − Q ar − Q bs − Q o + Q v
ρ { L (1 + B ) + c p (T e − T b ) }
(4.12)
Le rapport de Bowen peut être calculé en utilisant:
B = 0, 6 1
p (T o − T a )
1 0 0 0 ( eo − ea )
(4.13)
où p est la pression atmosphérique ( mb), To la
température de surface de l’eau (°C), Ta la température de l’air (°C), eo la pression de vapeur saturante
à la température de surface de l’eau (mb) et ea la
pression de vapeur de l’air (mb).
Cette expression permet de contourner le problème
de l’évaluation du terme de chaleur sensible qui ne
se prête pas à une mesure directe.
La télédétection de plusieurs paramètres importants
utilisés pour estimer l’évaporation se fait par la
mesure du rayonnement électromagnétique de
longueur d’ondes particulières, émis ou réfléchi par
la surface de la terre, comme cela a été présenté plus
haut dans la section 4.1.3.
Applicabilité de l’approche bilan d’énergie
Avant d’utiliser l’approche par bilan d’énergie pour
estimer l’évaporation des surfaces libres, il faut
avoir à l’esprit les points suivants:
a) Le flux de chaleur du fond vers le lac n’est pas
pris en compte. Ce flux est cependant important dans le cas de lacs peu profonds;
b) Le rapport de Bowen est supposé fournir une
estimation assez précise de Qh;
c) L’approche néglige les effets dus à la diffusivité
radiative, la stabilité de l’air et la vapeur;
d) L’applicabilité de cette approche dépend
largement de la capacité à évaluer les termes
advectifs de l’énergie.
4.2.4
Méthode du transfert de masse
Comme son nom l’indique, la méthode du transfert
de masse est basée sur la détermination de la masse
de vapeur d’eau transférée à l’atmosphère à partir
de la surface de l’eau. Pour mieux comprendre cela
un aperçu de la physique du mouvement de l’air est
d’abord présenté.
Lorsque le vent passe au-dessus de la surface du sol
ou de l’eau, la colonne d’air dans la basse atmosphère peut être divisée en trois couches: a) la couche
laminaire près de la surface; b) la couche turbulente
et c) la couche de frottement au-dessus. La couche
laminaire où l’écoulement de l’air est laminaire, a
une épaisseur de l’ordre de seulement un millimètre. Dans cette couche, la température, l’humidité
et la vitesse du vent varient presque linéairement
avec la hauteur, et les transferts de chaleur, de
vapeur d’eau et de mouvement se font essentiellement par des processus moléculaires. Au-dessus, la
couche turbulente peut avoir plusieurs mètres
d’épaisseur en fonction du niveau de turbulence. La
température, l’humidité et la vitesse du vent y
varient à peu près linéairement avec le logarithme
de la hauteur et les transferts de chaleur, de vapeur
et de mouvement sont des processus turbulents.
L’approche par transfert de masse est basée sur la loi
aérodynamique de Dalton donnant la relation entre
évaporation et pression de vapeur:
(4.14)
E = k (es – ea)
où E est l’évaporation directe, k un coefficient dépendant de la vitesse du vent, de la pression
atmosphérique et d’autres facteurs, es et ea la pression
de vapeur saturante pour la température de surface
de l’eau et la pression de vapeur de l’air, respectivement. Les moyennes journalières de température et
d’humidité relative peuvent être utilisées pour déterminer la pression de vapeur moyenne ea et le déficit
moyen de saturation (es – ea). L’équation 4.14 a été
initialement proposée par Harbeck et Meyers (1970).
4.2.5
Combinaison des méthodes
aérodynamique et du bilan
énergétique
La méthode, peut être la plus couramment utilisée
pour le calcul de l’évaporation depuis un lac à partir
de facteurs météorologiques, est basée sur une
combinaison des équations d’aérodynamique et du
bilan énergétique:
Ei =
Rn Δ + Ea γ
Δ +γ
(4.15)
où Ei est la valeur estimée de l’évaporation depuis
une surface d’eau libre, Δ =
e s – esz
Ts – Tz
est la pente de
la courbe de vapeur saturante en fonction de la
température θa, qui est présentée sous la forme γ/D
en fonction de Tz dans Brutsaert (1982, figure 10.2),
Rn le rayonnement net, γ la constante psychrométrique et Ea le même terme que dans l’équation 4.14.
I.4-12
n ⎞
⎛
R n = ⎜0 ,2 5 + 0 ,5
⎟
⎝
N ⎠
Évaporation dans l’atmosphère
1,5
1,0
0,5
5
10
15
20
25
30
35
40
Température (°C)
Dépendance à la température de (γ/D) et
D/(D + γ) à 1000 mb
D’après Brutsaert (1982, figure 10.2)
Bien qu’il puisse être nécessaire d’utiliser cette
équation, il serait préférable d’utiliser les valeurs
mesurées du rayonnement solaire et du rayonnement de grandes longueurs d’onde.
La constante psychrométrique γ pour une température de l’air exprimée en °C est la même que la
constante du rapport de Bowen, et est égale à
0,61 pour une pression de 1000 mb. Le rayonnement
net Rn (en MJ m–2 jour) peut être estimé par l’équation
suivante:
Kohler et al. (1959) ont utilisé une approche
analogue dont une représentation graphique est
donnée à la figure I.4.4. Les observations météorologiques relatives au rayonnement solaire, à la
40
40
35
35
30
30
30
n°
jo
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ess
us
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0
5
25
jo
ur
25
12
Température moyenne journalière de l’air (°C)
35
uv
en
t
0
(4.16)
où n/N est le rapport du nombre réel d’heures d’insolation sur le nombre d’heures d’insolation
maximal possible, S0 le rayonnement extraterrestre
(en MJ m–2 jour), ed la tension de vapeur d’eau réelle
dans l’air ambiant en mm de mercure, σ la constante
de Stefan-Boltzmann également exprimée en
évaporation équivalente en mm j–1 et T la température absolue moyenne de l’air exprimée en degrés
Kelvin.
Δ/(Δ + γ)
0
n
⎛
⎞
+ 0 ,1 ⎟
⎜ 0 ,9
⎝
⎠
N
S0 –
ed ⎞⎠ σ T 4
⎛0 ,3 4 – 0 ,1 4
⎝
Δ/Δ
8
Vit
ess
216
7
0
12 0
10 0
9
80
70
60
50
40
6
5
30
20
10
0
4
3
2
1
0
Note: L’échelle pyrhéliométrique internationale, qui est entrée en vigueur aux États-Unis d’Amérique le
1er juillet 1957, fournit des valeurs inférieures de 2 % à celles obtenues auparavant. Pour les calculs basés
sur des données antérieures au 1er juillet 1957, il faut donc augmenter de 2 % la valeur du rayonnement.
Figure I.4.4. Relation lac-évaporation
température de l’air, au point de rosée et à la vitesse
du vent d’un anémomètre placé au niveau d’un bac
de classe A sont nécessaires à l’application de cette
méthode. En l’absence d’observation sur le rayonnement solaire, on peut estimer sa valeur à partir
des données d’insolation possible en pourcentage
ou de données sur la nébulosité. L’évaporation
depuis un lac, calculée selon cette méthode, sur de
courts intervalles, n’a de valeur que pour des lacs
très peu profonds où les apports advectifs d’énergie
sont faibles ou nuls. Dans le cas de lacs plus profonds
et d’apports advectifs d’énergie non négligeables
attribuables aux écoulements entrants et sortants, il
faut corriger l’évaporation calculée en tenant
compte de l’énergie nette transmise par advection,
et de la variation de l’énergie stockée dans la masse
d’eau du réservoir. Ces facteurs sont détaillés dans
la méthode du bilan énergétique exposée dans la
section 4.2.3. Il faut cependant considérer que
l’évaporation ne consomme ni toute l’énergie
transmise par advection, ni toute la variation
d’énergie stockée. La portion de cette énergie ainsi
consommée peut être déterminée à partir d’une
relation telle que celle exposée dans la figure I.4.5.
Des observations sur la température de surface de
l’eau du lac et la vitesse du vent à quatre mètres
au-dessus de la surface sont nécessaires pour l’application de cette relation. Cette méthode ne permet
d’obtenir des estimations valables sur l’évaporation
hebdomadaire ou mensuelle depuis un lac uniquement si l’on effectue une évaluation de l’énergie
transmise par advection et de la variation de
l’énergie stockée.
Extrapolation à partir de mesures
sur bac [SHOFM C46]
4.2.6
Les caractéristiques des bacs enterrés ou hors sol
influencent leur mesure de l’évaporation. Les bacs
enterrés dans le sol peuvent avoir des fuites non
détectées, des débris divers peuvent s’accumuler à la
surface de l’eau, et les conditions de contact avec le
sol sont différentes de ce qu’elles sont dans un lac
de grande superficie. Les bacs placés au-dessus du
sol sont exposés à des échanges de chaleur par leurs
parois latérales, et à d’autres effets qui n’existent
pas dans les lacs. Les bacs flottants sont sujets à des
rejaillissements d’eau de l’extérieur vers l’intérieur
0,9
0,9
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80
10
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0,8
0,3
0,3
0,2
20
20
10
10
0,2
0,1
0,1
0
Altitude 305 m au-dessus du NMM
0
10
20
I.4-13
Altitude 3048 m au-dessus du NMM
0
30
0
10
20
30
Température de l’eau du lac (°C)
NMM Niveau moyen de la mer
NMM Niveau moyen de la mer
Figure I.4.5. Proportion d’énergie advectée dans un lac, utilisée pour l’évaporation
I.4-14
et vice versa, et leur installation ainsi que leur
exploitation sont coûteuses.
rivage du bac, dans la direction moyenne du vent
(fetch).
Les bacs ont beaucoup moins de réserve de chaleur
que les lacs et ont tendance à fournir un cycle
d’évaporation annuel différent de celui des lacs, les
évaporations extrêmes s’y produisant plus tôt dans la
saison. Des estimations fiables de l’évaporation
annuelle depuis un lac peuvent être obtenues en
multipliant l’évaporation annuelle depuis un bac par
un coefficient lac-bac convenable. Ces estimations
ne seront toutefois fiables seulement si l’on peut
supposer que, sur une année, tout apport advectif
d’énergie dans le lac est compensé par une variation
de la réserve de chaleur. Le coefficient lac-bac pour
un bac donné est déterminé par comparaison avec
l’évaporation réelle depuis le lac, si elle est connue,
ou plus couramment par comparaison avec
l’évaporation depuis un bac de dimension suffisante
pour simuler les conditions d’un lac (bacs enterrés de
quatre mètres de diamètre ou plus). Le coefficient
d’un bac donné dépend également, dans une certaine
mesure, du régime climatique, c’est-à-dire qu’il ne
sera pas le même dans les régions arides que dans les
régions humides. Pour qu’un bac d’évaporation
puisse fournir une indication valable de l’évaporation
d’un lac, il faut qu’il soit exposé de façon à être
protégé des effets environnementaux du lac. Une
exposition convenable consisterait à placer le bac
près du lac, mais sur la rive exposée aux vents
dominants. Une île ne constituerait pas une
exposition satisfaisante.
Il ne faut déterminer le rapport β/γ que pour des
étendues d’eau situées dans la toundra, en forêt ou
dans les steppes boisées, et lorsque le bac est
implanté à moins de 500 mètres du rivage. Dans
tous les autres cas, ce rapport est supposé égal à 1.
Pour les étendues d’eau de forme approximativement ronde ou carrée, β est déterminé en fonction
de la superficie au moyen du tableau I.4.1.
Une méthode de détermination de la variation
climatique du coefficient consiste à effectuer sur le
terrain des comparaisons avec des bacs de grandes
dimensions dans diverses conditions. Cette méthode
est appliquée dans les pays de la Communauté des
États indépendants avec le bac GGI-3000 et des bacs
de 20 m2. Les coefficients lac-bac ainsi déterminés
pour un GGI-3000 varient de 0,75 à 1,00. Pour les
estimations de l’évaporation mensuelle moyenne, le
coefficient d’un bac flottant GGI-3000 est estimé au
moyen de l’équation suivante:
α = 0,8
e 0 − e 200 β
e 0' − e200β
Tableau I.4.1. Détermination de β
Surface de la
masse d’eau
(km2)
0,01 0,05 0,1
Facteur de
correction β
1,03 1,08 1,11 1,18 1,21 1,23 1,26
0,5
1,0
2,0
5,0
Pour les étendues d’eau de forme irrégulière (forme
allongée avec des îles et des golfes), la superficie à
introduire est celle d’un cercle virtuel dont le
diamètre serait égal à une distance moyenne l,
pondérée d’après la fréquence de la direction du
vent en pourcentage suivant les huit points de la
rose des vents. La distance pondérée peut être
calculée au moyen de l’équation:
l=
i=8
1
i ∑l N
1 0 0 i=1 i i
(4.18)
où Ni est la fréquence de la direction du vent suivant
huit points (en %). γ peut être déterminé d’après la
figure I.4.6.
Une autre méthode consiste à corriger l’évaporation
du bac de manière à tenir compte des gains ou pertes
de chaleur par les parois et par le fond. L’estimation
de l’évaporation d’après les données obtenues d’un
bac d’évaporation de classe A fournit un exemple
d’application de cette méthode. Sous des climats
humides ou pendant la saison des pluies, la température de l’eau d’un bac de classe A est plus élevée
(4.17)
1,4
1,3
γ
où eo est la tension de vapeur mensuelle moyenne
(hPa) estimée d’après la température de l’eau à la
surface du lac, e’o la tension de vapeur mensuelle
moyenne (hPa) estimée d’après la température de
l’eau à la surface du bac flottant GGI-3000, e200 la
tension de vapeur mensuelle moyenne (hPa) dans
l’air à 200 cm au-dessus de la surface de l’eau, β un
facteur de correction pour la superficie du lac et γ
un facteur qui dépend de la distance l qui sépare le
1,2
1,1
1,0
0
500
1000
l
1500
2000 (m)
_
Figure I.4.6. Relation entre le facteur γ et l
I.4-15
que celle de l’air, et la valeur du coefficient peut
atteindre 0,80 ou plus. Dans les zones arides et
pendant les saisons sèches, la température de l’eau
du bac est inférieure à celle de l’air, et la valeur du
coefficient peut tomber à 0,60 voire moins. Aussi
admet-on que si l’eau et l’air sont à températures
égales on peut appliquer au coefficient une valeur de
0,70. Les relations concernant l’estimation de l’évaporation depuis un lac par correction des valeurs de
l’évaporation obtenues avec un bac de classe A pour
tenir compte des gains et pertes de chaleur par les
parois sont fournies aux figures I.4.7 et I.4.8. En
raison de la variation importante de la vitesse du
vent en fonction de l’altitude, l’utilisation de
hauteurs normalisées pour les instruments est essentielle dans les stations équipées d’un bac de classe A.
Pour obtenir des estimations de l’évaporation d’un
lac pendant de courts intervalles au moyen d’un
bac, il est également nécessaire d’évaluer l’énergie
nette transmise par advection et la variation de
l’énergie stockée tel que décrit dans la section 4.2.3.
Il est utile de disposer d’un bac d’évaporation près
d’un lac ou d’un réservoir comme source de données
de remplacement en l’absence d’autres données
météorologiques et pour aider à vérifier les estimations faites selon les méthodes aérodynamiques et
celles du bilan énergétique.
Formules empiriques
4.2.7
Les méthodes du bilan énergétique et du transfert
de masse, bien que théoriquement intéressantes,
demandent des données qui pour de nombreuses
études ne sont pas facilement disponibles. En outre,
dans de nombreux cas, l’acquisition de telles
données par une instrumentation du lac est économiquement discutable. On est ainsi conduit à
utiliser des formules empiriques pour l’estimation
de l’évaporation. De nombreuses formules ont été
développées dans ce but (Mutreja, 1986), basées soit
sur le bilan énergétique, soit sur le transfert de
0,9
0,9
0,8
0,8
0
35
0
17
0,7
ba
ce
m
ile
sn
n
au
0,5
Vit
es
se
du
ve
nt
au
du
v
ap
0,4
Vit
es
se
0,4
0,6
en
t
0
ap
au
0,7
ba
ce
20
0
niv
ea
u
0,5
40
du
20
ue
tiq
au
n
40
m
ile
sn
80
niv
ea
u
0,6
80
ur
jo
ar
p
s
ur
jo
ar
p
s
ue
tiq
du
0
35
0
17
0,3
0,3
0,2
0,2
0,1
0,1
0
Altitude = 305 m au-dessus du NMM
0
10
20
Altitude = 3048 m au-dessus du NMM
30
0
10
Température de l’eau du bac (°C)
20
30
0
Figure I.4.7. Proportion d’énergie advectée dans un bac de classe A, utilisée pour l’évaporation
I.4-16
200
10
15
14
e en
Altitud
180
12
tion
pora
7
6
8
7
5
6
4
5
la mer
60
8
9
yen de
au mo
80
milli
10
u nive
100
res
mèt
11
essus d
6 000
4 500
0
00
3 00
0
120
) en
c (E p
u ba
d
Éva
s au-d
140
9
13
mètre
160
15
Vitesse du vent au niveau du bac en miles nautiques par jour
11
16
4
3
3
40
2
2
1
20
Évaporation du lac (EL) en millimètres
220
1
0
0
0
0,05
T
a)
en
°C
0,10
0,15
0,20
0,25
–1
0
1
2
3
4
5
ap
–5
–4 –3
–2
80
70
0,
0,
60
0,
(T
o–
0
0,3
5
0,3
0
4
,
0
45
0, 0
0,5
Figure I.4.8. Conversion de l’évaporation du bac de classe A en évaporation lacustre
masse. Cependant, la plupart des équations sont
basées sur l’équation aérodynamique 4.14.
Quelques-unes des formules empiriques les plus
courantes, utilisées pour l’estimation de l’évaporation à partir de la surface d’un lac, sont données
ci-dessous:
Formule de Penman, Royaume-Uni – petits réservoirs
(Penman, 1948)
E(cm jour–1) = 0,89 (1 + 0,15U2) (es – ea)
(4.19)
où U2 est la vitesse du vent à 2 m au-dessus de la
surface de l’eau, es la pression de vapeur saturante à
la température de la surface de l’eau et ea la pression
de vapeur dans l’air à cette hauteur.
E(cm jour–1) = 0,0918U8(es – e8)
(4.20)
E(cm jour)–1 = 0,1156U4(es – e2)
(4.21)
Formule de Kuzmin, ex-URSS (Kuzmin, 1957) –
réservoirs de surface > 20 – 100 m
E(cm mois–1) = 15,24 (1 + 0,13Us) (es – ea)
(4.22)
Formule de l’United States Geological Survey, des
États-Unis d’Amérique et du Bureau of Reclamation
(USGS, 1977)
E(cm/an–1) = 4,57T + 43,3
(4.23)
où T est la température moyenne annuelle en °C.
Formule de Shahtin Mamboub, égypte (Mutreja, 1986)
Formule de Marciano et Harbeck, États-Unis
d’Amérique (Marciano et Harbeck, 1954)
E(cm jour–1) = 0,35(es – ea) (1 – 0,15U2)
(4.24)
où es est la pression de vapeur saturante à la température de la surface de l’eau (cm Hg –1) et ea la
pression de vapeur réelle (cm Hg–1).
Dans les équations précédentes, sauf indication
contraire, la vitesse du vent (U) est en km h–1 et la
pression de vapeur en cm de mercure. En outre les
indices attachés à ces termes renvoient à la
hauteur en mètres à laquelle les mesures doivent
être faites. De même, le terme de pression de
vapeur est fréquemment pris égal à la tension de
vapeur saturante à la température moyenne
pendant l’intervalle de mesure.
Les équations requièrent la température de surface
de l’eau, laquelle est très difficile à mesurer. Si ce
terme est remplacé par la température moyenne
de l’air, alors les effets des échanges d’énergie
advective vers le lac ne sont pas pris en compte.
Comme une petite erreur de température induit
de grandes erreurs dans les calculs, les quantités
d’eau évaporées calculées peuvent être entachées
d’erreurs considérables. De plus, la vitesse du
vent et la pression de vapeur doivent être mesurées aux hauteurs spécifiées dans l’équation
utilisée. Il est, habituellement, difficile de corriger
les données collectées à des hauteurs différentes
car ni une loi précise pour le vent, ni des lois liant
la variation d’humidité avec la hauteur ne sont
disponibles actuellement.
La raison principale de l’utilisation de ces
formules empiriques tient au fait qu’elles sont
simples à mettre en œuvre avec les données
météorologiques standard disponibles. Il faut
néanmoins avoir clairement conscience de leurs
limites.
4.3
4.3.1
ÉVAPORATION DES BASSINS
HYDROGRAPHIQUES [SHOFM I50]
Généralités
L’évapotranspiration représente l’évaporation des
surfaces naturelles que ce soit à partir de l’eau du
sol, des plantes ou d’une combinaison des deux.
En ce qui concerne les surfaces cultivées, l’eau
consommée correspond à l’évaporation totale de
ces surfaces, plus l’eau utilisée pour la constitution du tissu végétal; elle a donc la même
signification que l’évapotranspiration. Il n’est pas
possible pour un bassin hydrographique de déterminer séparément évaporation et transpiration.
En outre cette évaluation séparée n’est pas
demandée pour la plupart des études.
I.4-17
L’évapotranspiration est l’un des sujets de recherche
les plus populaires dans le domaine de l’hydrologie
et de l’irrigation. De nombreuses procédures ont été
développées pour estimer l’évapotranspiration.
Elles peuvent être classées dans les catégories
suivantes: a) méthode du bilan hydrologique avec
évapotranspiromètres, bilans hydrauliques sur des
parcelles expérimentales et suivi de la baisse de
l’humidité du sol; b) bilan énergétique; c) transfert
de masse avec mesure de la vitesse du vent, du
flux turbulent et observation sur des enclos;
d) combinaison du bilan énergétique et du transfert
de masse comme dans la méthode de Penman;
e) prévision à partir de formules empiriques ou de
données de bac d’évaporation et f) méthodes pour
des cultures spécifiques. Elles sont décrites dans le
National Handbook of Recommended Methods for
Water Data Acquisition (USGS, 1977).
Dans ce contexte, Thornthwaite et Holzman (1941)
ont introduit le terme «évapotranspiration potentielle». Elle est définie comme l’évapotranspiration
qui se produit lorsque le sol contient toujours assez
d’eau de telle sorte que son humidité ne soit pas un
facteur limitant du processus. Les méthodes de
prévision estiment l’évapotranspiration potentielle.
Ceci peut être fait par la plupart des autres méthodes
disponibles en estimant l’évapotranspiration réelle
dans des conditions où l’eau est toujours disponible
en quantité suffisante. L’évapotranspiration réelle
est obtenue à partir de l’évapotranspiration potentielle en utilisant une fonction simple, f(φ), de
l’humidité du sol, (Saxton et al., 1986):
λEactuel = f(φ)* λE
(4.25)
où λEactuel est l’évapotranspiration réelle et où la
fonction de l’humidité du sol est une variable
adimensionnelle obtenue par un modèle linéaire
simple. La fonction d’humidité du sol est définie par:
f(φ) = M/Capacité au champ
(4.26)
où M est la teneur en eau volumique du sol à une
profondeur de 20 cm (zone racinaire). La capacité
au champ est définie par la proportion d’eau restant
dans le sol, préalablement saturé, deux ou trois
jours après que le drainage libre s’est pratiquement
tari. Il a été démontré (Brandes et Wilcox, 2000)
que de simples modèles évapotranspiration/humidité du sol répondent aux besoins de modélisation
hydrologique.
4.3.2
Méthode du bilan hydrologique
Cette méthode permet d’estimer l’évapotranspiration, ET, lorsqu’il est possible de mesurer ou
I.4-18
d’estimer les précipitations P, l’écoulement Q dans
le cours d’eau, l’infiltration profonde Qss ainsi que
les variations du stockage ΔS. L’équation est la
suivante:
ET = P – Q – Qss ± ΔS
(4.27)
L’évapotranspiration annuelle d’un bassin pour
une année hydrologique peut être estimée sous
forme de la différence entre les précipitations et
l’écoulement, s’il peut être établi par des études
hydrogéologiques que l’infiltration profonde est
relativement insignifiante. La date choisie pour le
début et la fin de l’année hydrologique doit se
situer en saison sèche, quand la quantité d’eau
stockée dans le bassin est relativement faible et
que la variation du stockage d’une année sur
l’autre peut être considérée comme négligeable.
Si l’évapotranspiration doit être estimée pour un
intervalle plus court, tel qu’une semaine ou un
mois, la quantité d’eau stockée dans le sol et dans le
réseau hydrographique doit être mesurée. Cela n’est
possible que pour de petits bassins, et l’application
de cette méthode du bilan hydrologique pour des
périodes aussi courtes est alors généralement limitée
à des parcelles ou des bassins expérimentaux de
quelques hectares.
Pour l’évapotranspiration annuelle moyenne, la
variation du stockage est généralement négligeable,
et l’évapotranspiration peut être estimée d’après
la différence entre les précipitations annuelles
moyennes et le débit annuel moyen.
Les différents termes de l’équation précédente
peuvent être mesurés par les méthodes classiques.
Les précipitations peuvent être mesurées par un
réseau de pluviomètres. De simples pluviomètres
non enregistreurs conviennent pour ces mesures.
Le nombre de pluviomètres nécessaires dépendra
de la variabilité prévisible des précipitations sur le
bassin. Les mesures de débit peuvent être effectuées de façon continue (chapitre 5). La variation
du volume d’eau stocké dans le sol doit être estimée
en deux composantes, d’une part pour la zone
saturée et d’autre part pour la zone non saturée.
Des mesures du niveau de la nappe phréatique
dans des puits et des mesures de l’humidité du sol
dans la zone non-saturée sont nécessaires. Le
niveau de la nappe peut être déterminé en mesurant la distance verticale qui sépare, dans chaque
puits, la surface de l’eau d’un point de référence, à
la fin de chaque période pour laquelle on veut
calculer l’évapotranspiration. La variation du
volume d’eau stocké est égale à la variation
moyenne du niveau multipliée par la porosité de
drainage de la formation et par la superficie du
bassin. Des profils d’humidité du sol depuis le
niveau de saturation (ou, dans les régions arides,
jusqu’à un point d’humidité constante du sol)
jusqu’à la surface devraient être relevés, à la fin de
chaque période de calcul, en un certain nombre de
points du bassin. Le gain ou la perte d’humidité du
sol pendant la période peuvent ensuite être
calculés. La quantité d’eau qui entre dans le bassin
ou en sort par infiltration profonde ne peut être
mesurée directement. Une étude hydrogéologique
des caractéristiques hydrauliques des formations
sous-jacentes devrait fournir des indications sur
l’importance relative de cet écoulement dont on
doit tenir compte lors du choix de la zone expérimentale. Il faudrait que ce terme du bilan soit
suffisamment faible pour qu’il puisse être négligé
dans l’établissement du bilan hydrologique.
4.3.3
Méthode du bilan énergétique
Cette méthode (OMM, 1966), peut être appliquée à
l’estimation de l’évapotranspiration lorsqu’il y a
une différence notable entre le bilan radiatif et le
flux de chaleur dans le sol, différence dépassant
largement les erreurs de mesure (4.2). Elle est appliquée à l’estimation de l’évapotranspiration pour
des intervalles qui ne doivent pas être inférieurs à
10 jours. Pour des intervalles plus courts, l’estimation de l’évapotranspiration par la méthode du
bilan énergétique est plutôt difficile.
Si on considère que l’équation du bilan énergétique
à la surface constitue la première des conditions
limites devant être satisfaite pour le calcul de l’évapotranspiration (ET), il existe trois techniques pour
sa résolution. La première est semi-empirique, la
seconde analytique tandis que la dernière utilise un
modèle numérique.
Les méthodes semi-empiriques s’efforcent
d’obtenir un modèle exploitable d’estimation de
l’ET. Ces approches opérationnelles modernes,
sont dérivées principalement de la formulation
originale de Penman qui est une combinaison d
es approches de diffusion et de bilan d’énergie
(Bailey, 1990). Le modèle de Jackson (Jackson et al.,
1977) a été ensuite évalué en utilisant des résultats
empiriques et théoriques (Seguin et Itier, 1983).
L’équation du bilan énergétique est intégrée sur une période de 24 heures, ce qui suppose
que le flux de chaleur du sol est négligeable.
En outre, des auteurs (Itier et Riou, 1982; Brunel,
1989) suggèrent que le rapport journalier entre le
flux de chaleur sensible et le rayonnement net, Rn,
peut être approché par son estimation aux alentours de midi par ciel clair. Avec quelques autres
approximations, l’équation du bilan énergétique
peut être réécrite ainsi:
LE = Rn – B (Ts – Ta)i + A
(4.28)
où LE est le flux de chaleur latente (évapotranspiration, ET), Ts la température de surface estimée
à distance, disons à partir d’un satellite équipé
d’un capteur IR thermique, Ta la température de
l’air obtenue à une station météorologique proche,
l’indice i représente l’observation «instantanée»
par le satellite au-dessus de la région étudiée, et A et
B des constantes dépendant de sa localisation
(Caselles et Delegido, 1987). En pratique cependant,
A et B varient en fonction d’un large éventail de
facteurs météorologiques et de surface (Bailey, 1990).
Cette expression et celles qui en dérivent ont été
testées et elles produisent des estimations raisonnables de l’ET journalière (Brunel, 1989; Kerr et al.,
1987; Nieuwenhuis et al., 1985; Rambal et al., 1985;
Thunnissen et Nieuwenhuis, 1990; Riou et al., 1988).
Bien que l’équation 4.28 demande peu de données et
soit facile à utiliser, elle rencontre des limites spatiales
et temporelles à son application, et sa précision est
faible, spécialement en présence d’une couverture
nuageuse si on utilise un satellite IR thermique pour
obtenir Ts (Bailey, 1990).
Selon l’OMM, l’Allemagne utilise les données
NOAA AVHRR comme entrée des modèles numériques d’évaporation pour de petites surfaces
agricoles. Les données satellites comprennent la
végétation, les gradients de température de surface
du sol, l’humidité du sol, les variations diurnes de
température et l’irradiance solaire. L’extrapolation
des résultats du modèle doit être testée (OMM,
1992a).
4.3.4
Approche aérodynamique
L’application de cette approche (OMM, 1966) pour
l’estimation de l’évapotranspiration est difficile en
raison de l’absence d’une méthode fiable pour la
détermination du coefficient d’échange turbulent
(4.2). C’est pourquoi elle est rarement utilisée, et
uniquement pour l’estimation approximative de
l’évaporation.
Dans certains pays, l’évapotranspiration est estimée
par des méthodes empiriques: la méthode de Penman
et la formule de Thornthwaite. La méthode de
Penman convient aux conditions d’humidité suffisante, et la formule de Thornthwaite (Thornthwaite
et Holzman, 1941) est appliquée aux régions dont les
conditions climatiques sont similaires à celles de la
partie centrale de la côte atlantique des États-Unis
d’Amérique, où cette formule a été mise au point.
I.4-19
Dans les pays de la CEI, la méthode de Konstantinov
(Konstantinov, 1966) est appliquée pour l’estimation de l’évaporation d’après des mesures de la
température et de l’humidité de l’air au psychromètre sous abri, à deux mètres au-dessus du sol.
Cette méthode est principalement applicable au
calcul de l’évapotranspiration moyenne mensuelle,
saisonnière ou annuelle à long terme.
4.3.5
Méthode de Penman-Monteith
L’équation de combinaison 4.14 représente le bilan
énergétique à la surface d’une étendue de terre et le
transfert de vapeur d’eau et de chaleur entre la
surface et l’atmosphère. La méthode de PenmanMonteith (Monteith, 1965) introduit les notions de
résistance aérodynamique et de résistance de la
surface. Par la première il est tenu compte des effets
de la rugosité de la surface sur le transfert de chaleur
et de masse. La deuxième de ces notions permet de
tenir compte de la résistance au transfert de vapeur
d’eau de la surface évaporante vers l’air. La résistance de la surface des étendues d’eau est nulle.
Dans le cas où il y ait de la végétation, la résistance
de la surface constitue le facteur biologique limitant
la transpiration et dépend en grande partie de la
résistance stomatique. Pour un sol qui s’assèche, la
résistance de la surface dépend de la disponibilité
de l’humidité dans le sol. Cette méthode peut être
utilisée sur une base horaire ou journalière. Son
utilisation est cependant restreinte, parce qu’elle
exige des sous-modèles pour la résistance de la
surface.
L’équation de Penman-Monteith s’écrit:
lE = (DD + CprD / raa) / (D + g + g (rcs / raa))
(4.29)
où raa est la résistance aérodynamique au dessus de
la canopée et rcs la résistance stomatique de la
canopée. Dans le modèle Shuttleworth-Wallace
(Shuttleworth et Wallace, 1985), λE est répartie en
évaporation à partir du sol (λEs) et évaporation à
partir de la canopée (λEc) qui sont dérivées des
équations de combinaison de Penman-Monteith:
lEs = (DDs + rcpD0/rsa)/(D + g(l + rss/rsa))
(4.30)
lEc = (DD( – As + rcpD0/rca)/(D + g(l + rcs/rca))
(4.31)
où As est l’énergie du sol disponible, D0 le déficit de
pression de vapeur dans la canopée, rsa la résistance
aérodynamique entre le substrat et la hauteur de la
canopée, rca la résistance de la couche limite de la
végétation et rss la résistance du sol. La résistance
aérodynamique au dessus de la canopée (raa) et la
résistance aérodynamique entre le substrat et la
I.4-20
hauteur de la canopée (rsa) sont fonction de l’index
foliaire, de la constante de décroissance de la diffusivité turbulente, du coefficient de rugosité de la
végétation (fonction de la hauteur de la végétation),
du plan de vitesse nulle (fonction de la hauteur de
la végétation), de la hauteur de référence au dessus
de la canopée où les mesures météorologiques sont
disponibles, de la vitesse du vent, de la constante de
Karman et du coefficient de rugosité du substrat. D0
est déduit de l’analogue de la loi d’Ohm pour les
différences de pression de vapeur et de température
entre la canopée et la hauteur de référence au-dessus
d’elle, où les flux sortant de la végétation sont
mesurés. D0 est fonction du déficit de pression de
vapeur à la hauteur de référence D:
D0 = D + (DD – raalEc(D + g))/rcp
(4.33)
où PMc représente l’évaporation à partir de la
canopée fermée, et PMs l’évaporation à partir du sol
nu. Les nouvelles équations de Penman-Monteith
ont la forme:
P Mc =
P Ms =
( Δ Δ + ( ρ ρ p D − Δ rca A s ) / ( raa + rca ))
( Δ + γ (1 + rcs / ( raa + rca )))
( Δ Δ + ( ρ ρ p D − Δ rsa A s ) / ( raa + rsa ))
( Δ + γ (1 + rss / ( raa + rsa )))
λE=
⎛
⎝ε
ε ⎞
( Q*− G )
+ 1⎠
(4.41)
où Q* est le rayonnement net disponible, G le flux
de chaleur du sol et ε égal à sλ/cp, s étant la pente de
la courbe d’humidité spécifique de saturation, λ la
chaleur latente de vaporisation et cp la chaleur
spécifique de l’eau.
L’équation suivante a été proposée pour l’évaporation à l’équilibre:
(4.32)
et D peut ainsi être substitué à D0 dans les équations
de combinaison. L’évaporation totale à partir d’une
culture, lE, dans le modèle Shuttleworth-Wallace
est la somme des équations combinaison de
Penman-Monteith avec D substitué à D0:
lE = CcPMMc + CsPMs
conditionne davantage l’évaporation que les phénomènes d’advection. Si l’air reste saturé au contact de
la surface humide, le transfert de chaleur latente
(évaporation) peut être exprimé par l’équation:
(4.34)
(4.35)
Les coefficients Cc et Cs sont des équations de
combinaisons de résistance:
Cc = l/(l + RcRa/(Rs(Rc + Ra)))
(4.36)
Cs = l/(l + RsRa/(Rp(Rs + Ra)))
(4.37)
où
λ E= α
⎛ ε ⎞ ( Q* − G )
⎝ ε + 1⎠
(4.42)
α étant une constante empirique égale à 1,26. Cette
expression est utilisée pour l’estimation de l’évaporation potentielle en l’absence d’advection locale.
Elle fournit également une bonne estimation de
l’évaporation d’une végétation bien arrosée, mais
non mouillée, pour des régions beaucoup plus
petites.
4.3.7
Méthode complémentaire
La méthode complémentaire, proposée pour la
première fois par Bouchet (1963), est de plus en
plus utilisée pour des applications hydrologiques
touchant de grandes régions parce qu’elle ne
fait essentiellement intervenir que des données
climatiques ordinaires.
Dans cette méthode, il est considéré que l’évaporation potentielle est autant l’effet que la cause de
l’évaporation réelle. La chaleur et l’humidité dégagées par la surface modifient la température et
l’humidité de l’air sus-jacent. Bouchet a suggéré
que l’accroissement de l’évaporation potentielle
observé lorsqu’une région s’assèche peut être
utilisé comme mesure du taux réel d’évaporation.
Ra = (D + g)raa
(4.38)
Rs = (D + g)rsa + grss
(4.39)
Si l’évaporation réelle E tombe sous le taux potentiel Epo dans une région humide étendue, il y aura
dégagement d’une quantité d’énergie Q telle que:
Rc = (D + g)rca + grcs
(4.40)
λEpo – λE = Q
4.3.6
Méthode de Priestley-Taylor
La méthode de Priestley et Taylor (Priestley et
Taylor, 1972) repose sur l’hypothèse selon laquelle,
pour de grandes étendues humides, le rayonnement
(4.43)
Ce dégagement d’énergie influera sur la température, l’humidité, la turbulence, et par conséquent
sur l’évaporation. Si la région est assez étendue pour
que la variation d’énergie ne produise pas de changement du transfert d’énergie entre la masse d’air
modifiée et celle qui est au-delà, Q devrait être tout
juste égal à l’accroissement de λEp, l’évaporation
potentielle pour la région qui s’assèche.
Ainsi:
λEp – λEpo = Q
(4.44)
et, par conséquent:
E + Ep = 2 Epo
(4.45)
Dans la plupart des applications de la relation
complémentaire (Morton, 1982), on a cherché à
trouver des expressions convenables pour Ep et Epo.
Ces éléments peuvent être estimés respectivement
au moyen de l’équation 4.15 et de la méthode de
Priestley-Taylor (section 4.3.6). L’approche ne tient
pas compte de l’advection, et l’on suppose que Q
reste constant. De plus, il n’est pas tenu compte de
l’échange vertical d’énergie, c’est-à-dire des masses
d’air apportées par les systèmes météorologiques à
grande échelle.
4.3.8
Coefficient cultural et méthode de
l’évapotranspiration de référence
En 1998, le rapport Crop evapotranspiration –
Guidelines for computing crop water requirements
(FAO-56 report) a proposé une nouvelle norme
pour l’évapotranspiration des cultures de référence
utilisant les méthodes de Blaney-Criddle, de
Penman, de rayonnement et de bac d’évaporation.
L’approche FAO-56 (FAO, 1998; Allen 2000) calcule
d’abord une évapotranspiration de référence (ETo)
pour de l’herbe ou une culture de luzerne de référence, et la multiplie ensuite par un coefficient
cultural empirique (Kc) pour avoir une estimation
de l’évapotranspiration potentielle d’une culture
donnée (ETc). Ce calcul utilise une approche duale
du coefficient cultural comprenant un calcul
séparé de la transpiration et de l’évaporation se
produisant après un épisode pluvieux ou une
irrigation.
La méthode FAO-56/Penman-Monteith calcule
l’évapotranspiration de référence à partir du
rayonnement net de la culture, du flux de chaleur
du sol, de la température de l’air, de la vitesse du
vent et du déficit de pression de vapeur saturante.
Le coefficient cultural est déterminé à partir d’un
coefficient de réduction du stress (Ks), d’un coefficient cultural de base (K cb) et du coefficient
d’évaporation de l’eau du sol (K e). La courbe
donnant Kcb comporte quatre phases de croissance:
initiale, développement, mi-saison et fin de saison.
Les estimations de la capacité au champ et du
I.4-21
point de flétrissement déterminent l’apport du sol
à l’évapotranspiration. Le drainage de la partie
supérieure du sol est pris en compte. En revanche
la remontée d’eau à partir de la zone saturée
n’est pas prise en compte, ce qui peut causer une
surestimation du stress hydrique entre deux irrigations. Dans la procédure FAO-56, le stress hydrique
est expliqué par la réduction de la valeur de Ks.
4.3.9
Scintillomètre à grande ouverture
L’estimation de l’évapotranspiration réelle par la
méthode du bilan énergétique nécessite la connaissance du flux de chaleur sensible. Selon la théorie
de similitude de Monin-Obukhov, le flux de chaleur
sensible H est relié au paramètre de structure de la
température CT2. Le scintillomètre à large ouverture
est un instrument collectant les valeurs moyennes
de CT2 (de Bruin et al., 1995). Le scintillomètre se
compose d’un émetteur avec une source lumineuse,
et d’un récepteur qui analyse les fluctuations de la
turbulence dues aux variations de l’indice de réfraction de l’air. Ces fluctuations sont dues aux
changements de température et d’humidité causés
par les tourbillons de chaleur et d’humidité le long
du trajet du rayon lumineux. Des données supplémentaires de température, de pression et d’humidité
sont nécessaires pour le calcul des paramètres caractérisant l’indice de réfraction. Cela peut alors être
converti en flux de chaleur sensible. À cause des
effets du vent, bien que la mesure se fasse le long du
trajet lumineux, la technique du scintillomètre
donne en fait une estimation de H sur une surface.
La méthode constitue donc un niveau intermédiaire
entre les mesures à l’échelle du terrain et les estimations par télédétection sur de grandes surfaces.
4.4
RÉDUCTION DE L’ÉVAPORATION
4.4.1
À partir des surfaces libres
L’évaporation à partir d’une surface d’eau entièrement libre est essentiellement fonction de la vitesse
et du déficit de saturation de l’air circulant à sa
surface, ainsi que de la température de l’eau. Les
pertes par évaporation seront limitées à une valeur
minimale par:
a) L’exposition de la plus faible surface d’eau possible.
Ce qui veut dire que les rivières et les réservoirs
devraient être plutôt profonds que large;
b) La couverture de la surface de l’eau;
c) Le contrôle de la croissance des plantes
aquatiques;
d) La plantation d’arbres autour du réservoir pour
servir de brise vent. Cependant, cette méthode
I.4-22
e) f)
g)
h)
n’est jugée utile que sous certaines conditions,
pour de petits étangs;
Le stockage de l’eau dans le sous-sol plutôt que
de créer des réservoirs de surface. Des problèmes
physiques et légaux se posent alors pour préserver les eaux ainsi stockées de prélèvements
indésirables;
Le développement de l’utilisation des eaux
souterraines;
Le fonctionnement intégré des réservoirs;
Le traitement par des retardateurs chimiques de
l’évaporation de l’eau.
Les sept premières méthodes ci-dessus sont directement et facilement compréhensibles. La dernière
méthode en revanche requiert quelques explications. Elle consiste à déposer un fluide à la surface
de l’eau, de façon à former un film monomoléculaire. Le problème, cependant, avec ce film, est qu’il
peut être endommagé par le vent et la poussière et
qu’il est trop rigide alors pour être réparé. Des
produits chimiques comme l’hexadécanol (alcool
cétylique) et l’octadécanol (alcool stéarique)
peuvent bien sûr être utilisés à cette fin (Gunaji,
1965).
Des études du Bureau of Reclamation montrent que
l’évaporation peut être réduite jusqu’à 64 % avec un
film d’hexadécanol, pour un bac de 1,22 m de
diamètre et dans des conditions contrôlées. La
réduction réelle pour de grandes masses d’eau sera,
bien sûr, significativement plus faible à cause de la
difficulté à maintenir le film sous l’action du vent et
des vagues. Des réductions atteignant 22 à 35 % ont
été observées pour des petits lacs d’environ 100 ha,
alors que des valeurs de 9 à 14 % sont données pour
de grand lacs (La Mer, 1963).
En Australie des réductions de l’évaporation allant
jusqu’à 30 à 50 % ont été observées pour des lacs
moyens d’une taille de l’ordre de 100 ha. Bien que
l’utilisation de films monomoléculaires soit encore
au stade de la recherche, quelques mesures de
contrôle de l’évaporation peuvent être toutefois
basées sur cette technique.
4.4.2
La réduction des points de contact entre les
particules du sol réduira la remontée capillaire.
Il a été constaté que le labourage s’avère
nécessaire seulement pour tuer les mauvaises
herbes et préparer le sol à l’absorption de l’eau,
et que le labourage profond est inefficace comme
moyen de lutter contre la sécheresse ou d’accroître
le rendement. Des expériences ont aussi montré
que le binage ne fait pas que diminuer la quantité d’eau du sol mais provoque aussi la perte de
plus d’humidité que sur un sol nu non perturbé.
Dans des essais sur bac et sur le terrain il a aussi
été constaté que le binage par labour profond,
à des intervalles hebdomadaires, ne réussit
pas à préserver l’humidité du sol, mais que la
couche de surface peu épaisse créée par l’assèchement rapide agit comme protection contre
de nouvelles pertes. Depuis ces premières investigations de nombreux autres résultats ont été
publiés. Beaucoup de stations d’expérimentation agricoles ont étudié ce problème avec des
conclusions similaires à celle mentionnées plus
haut. Diverses expériences ont aussi montré
que le binage du sol ne peut réduire les pertes
d’humidité que si la nappe phréatique est
perchée ou permanente, pour que la remontée
capillaire atteigne la surface;
b) Couverture avec du papier: la couverture du sol
avec du papier pour réduire l’évaporation a été
largement utilisée à la fin des années 1920 mais
l’est rarement actuellement. Il a été constaté, en
effet, que l’utilisation de ce procédé est limitée
à des surfaces réduites de sol, pour lesquelles
intervient aussi la condensation de l’eau sous le
papier;
c) Altération chimique: au début des années 1950,
des expériences ont montré que l’altération
chimique des caractéristiques d’humidité du sol
peut diminuer l’évaporation. L’adjonction de
polyélectrolytes au sol diminue le taux d’évaporation et augmente la quantité d’eau disponible
pour les plantes;
d) Gravillonnage: en Chine, cette méthode a été
utilisée pour un contrôle partiel de l’évaporation dans certaines zones arides.
À partir de la surface du sol
Il existe différentes méthodes pour contrôler les
pertes par évaporation à partir du sol (Chow, 1964).
a) Binage: c’est une pratique séculaire de la culture
du sol pour le maintenir désagrégé en surface.
En théorie, la désagrégation du sol en surface
facilite son assèchement et réduit sa cohésion
(et donc le contact entre les particules du sol).
L’assèchement rapide produit un sol sec qui agit
comme une couverture réduisant l’évaporation.
4.5
MESURE DE L’HUMIDITÉ DU SOL [SHOFM E55]
4.5.1
Généralités
Un immense réservoir d’eau douce existe sous la
surface de la terre. Ces eaux sous la surface du sol
peuvent être classées en humidité du sol, eau vadose
et eaux souterraines peu profondes et profondes.
Les zones d’humidité du sol et d’eau vadose constituent ensemble la zone d’aération. La quantité
d’eau retenue sous forme d’humidité du sol à tout
moment est insignifiante si on la compare à toute
l’eau disponible sur la Terre, mais elle est cruciale
pour les plantes et la production alimentaire, et
donc indispensable à la vie.
L’humidité du sol correspond à l’eau qui y est
retenue par attraction moléculaire. Les forces en jeu
sont des forces d’adhésion et de cohésion. Elles
s’opposent aux forces de gravité et à l’évaporation,
ainsi qu’à la transpiration. La quantité d’eau de
l’humidité du sol à un instant donné est ainsi déterminée par l’intensité et la durée des forces agissant
sur l’eau, ainsi que par l’humidité initiale.
Les sources naturelles d’eau du sol comme la pluie
ou la fonte de la neige sont, normalement, fortement réduites en période de sécheresse. La
morphologie, la pente et la rugosité de la surface du
sol affecteront son contenu en eau. En effet le ruissellement de surface ou de subsurface, provenant de
parcelles plus élevées adjacentes au site étudié, peut
alimenter l’humidité du sol alors que le ruissellement, sur le site lui même, peut lui retirer de l’eau.
L’évaporation, l’évapotranspiration, la percolation
profonde au-delà de la zone racinaire sont d’autres
facteurs de diminution de l’humidité du sol.
C’est pourquoi l’humidité du sol doit être quantifiée pour donner avec précision la quantité d’eau
stockée dans le sol à un moment donné. À saturation, après une forte pluie ou la fonte des neiges,
une certaine quantité d’eau est libre de percoler vers
le bas du profil de sol. Cette eau excédentaire est
appelée eau de gravité. Elle peut s’infiltrer plus bas
que les racines de certaines plantes. Il est important
ici de définir certains termes relatifs à l’humidité du
sol. La capacité au champ est la quantité d’eau
retenue dans le sol après que l’eau de gravité s’est
écoulée. Le point de flétrissement permanent est
la teneur en eau du sol pour laquelle la capacité
d’absorption des racines des plantes est contrebalancée par la capacité de rétention du sol. La
quantité d’eau correspondant à la différence entre
la capacité au champ et le point de flétrissement
permanent est généralement considérée comme
l’eau disponible pour les plantes, bien que ces
dernières puissent aussi extraire de l’eau de gravité
lorsqu’elle est disponible.
La teneur en eau du sol est un élément clé pour la
programmation de l’irrigation. La zone racinaire
sert de réservoir à l’humidité du sol. Durant la
saison des pluies, la teneur en eau est élevée, mais,
au moment de la récolte, le sol est généralement
I.4-23
pauvre en humidité. La mesure de l’humidité du sol
est donc un élément important pour éviter à la fois
la surirrigation génératrice de gaspillage d’eau et de
lessivage des engrais, et la sous-irrigation conduisant à un déficit hydrique.
L’humidité du sol est mesurée par deux sortes
de méthodes: quantitatives et qualitatives, qui
donnent une indication sur la force avec laquelle
l’eau est retenue par les particules du sol.
4.5.2
Méthodes quantitatives
4.5.2.1
Méthode gravimétrique (dessiccation
à l’étuve et pesée)
La méthode gravimétrique est l’une des méthodes
directes de mesure de l’humidité du sol. Elle consiste
à prélever un échantillon de sol (généralement
60 cm3), à le peser avant et après dessiccation, et à
calculer sa teneur en eau. L’échantillon de sol est
considéré comme sec quand son poids reste constant
à la température de 105 °C. De nombreux types
différents d’instruments de prélèvement, d’étuves
et de balances spéciales ont été mis au point pour
l’application de cette méthode.
La méthode gravimétrique est la plus exacte pour
mesurer l’humidité du sol, et sert à étalonner les
équipements utilisés dans toutes les autres méthodes.
Toutefois, elle ne peut être employée pour obtenir
un relevé continu de l’humidité en un point quelconque du sol, puisqu’il est nécessaire de prélever les
échantillons dans le sol pour effectuer les mesures en
laboratoire.
Prélèvement des échantillons
La procédure de prélèvement d’un échantillon pour
la méthode gravimétrique est différente selon que
l’humidité doit être déterminée sur la base de la
masse de matière sèche de l’échantillon ou de son
volume. Pour déterminer l’humidité par rapport à
la masse de matière sèche, l’échantillon peut être
remanié. Ce n’est pas le cas pour la détermination
du volume. Il est difficile de prélever des échantillons lorsque le sol est très sec ou très humide et
qu’il est caillouteux, rocailleux ou qu’il contient des
matériaux qui en rendent le découpage peu aisé par
les appareils servant au prélèvement.
Les appareils et techniques utilisés pour le prélèvement des échantillons doivent être conçus de
façon que les échantillons ne perdent ni ne gagnent
d’humidité, et ne soient jamais altérés ou contaminés au cours du prélèvement ou du transport. Si
le prélèvement est effectué dans une couche sèche
I.4-24
en passant par une couche mouillée, on devra
s’assurer que le matériel reste aussi sec que possible
et éviter que l’eau de cette dernière couche ne
pénètre dans le trou et n’humidifie le terrain sec. Si
le terrain regorge d’eau, le contenu d’humidité
mesuré sera probablement inférieur au taux réel, car
une certaine quantité d’eau pourra s’égoutter
lorsque l’on retirera l’échantillon du sol, ou pourra
en être expulsée par compression au cours de
l’opération.
Dans le cas de sédiments secs, durs, à texture très
fine, il est difficile d’enfoncer le cylindre de carottage ou de tourner la tarière. Lorsque l’on procède
au prélèvement de sédiments secs à texture grossière, l’échantillon risque de s’échapper par
l’extrémité du cylindre ou de la tarière au moment
où on le retire du sol. Il est très difficile de faire des
prélèvements dans les terrains rocailleux, surtout
volumétriquement, la lame coupante de l’appareil
risquant, d’une part de heurter une pierre et, d’autre
part, parce que l’échantillon doit être d’un assez
grand volume. Il est également difficile d’effectuer
des prélèvements dans les terrains encombrés de
racines ou contenant d’autres matières organiques.
Lorsqu’on utilise la méthode gravimétrique, la
quantité de sol à prélever dans le cas d’un sol
contenant des graviers est beaucoup plus importante que pour les sols dépourvus de gravier, et
dépend de la taille et de la teneur du gravier.
L’humidité est déterminée en pourcentage
pondéral. Son produit par la densité apparente
donne un pourcentage volumique.
base de deux dents coupantes incurvées. Le cylindre
étant à parois pleines, l’échantillon ne risque pas
d’être contaminé par les couches de terrain traversées lors du forage. Avec cet appareil, on obtient un
bon échantillon représentatif, encore qu’il soit
remanié. Pour faciliter le prélèvement à des profondeurs supérieures à 1,50 m, on peut utiliser, si besoin
est, des rallonges en tube d’aluminium de 19 mm de
diamètre et de 0,9 m de longueur (figure I.4.10).
Pour prélever un échantillon selon cette méthode,
on enfonce la tarière dans le sol en tournant la
poignée. Normalement, pour remplir le cylindre, il
faut pénétrer de 80 mm environ dans la couche pour
remplir la tarière. On retire alors l’appareil du sol et
on fait tomber l’échantillon en vrac dans un récipient, en frappant sur le cylindre avec un marteau de
caoutchouc.
Carottiers (figure I.4.9)
Le cylindre pour échantillonnage, la sonde de
carottage ou tout appareil de même type offrent un
avantage certain, car ils permettent d’obtenir des
échantillons volumétriques à partir desquels on
peut calculer le contenu d’humidité en volume. Le
carottage fournit des échantillons exempts de toute
contamination si les appareils sont maintenus dans
Dans les prélèvements destinés à mesurer l’humidité du sol, il est essentiel que toutes les opérations
touchant à l’échantillon – transfert dans les boîtes
et pesées des échantillons humides – soient effectuées aussi rapidement que possible pour éviter des
pertes d’humidité. On peut éviter de nombreuses
difficultés dans l’utilisation du matériel de prélèvement si tous les appareils sont maintenus propres et
à l’abri de l’humidité et de la rouille.
Description des appareils de prélèvement
Tarières (figure I.4.9)
L’appareil le plus simple pour le prélèvement
d’échantillons est la tarière à main. Avec de tels
appareils, munis de rallonges tubulaires en aluminium, on a pu effectuer des prélèvements jusqu’à
une profondeur de 17 mètres. L’un des modèles les
plus pratiques consiste en un cylindre de 76 mm de
diamètre et de 230 mm de longueur, équipé à sa
partie supérieure d’une rallonge de 1,40 m et à sa
Figure I.4.9. Tarières et tubes de gauche à droite:
tarière rubanée, tarière cylindrique, sonde à prélèvement, tarière à boues hollandaise, préleveur de tourbe)
(Source: http://soils.usda.gov/technical/manual/
print_version/complete.html)
Figure I.4.10. Équipement d’échantillonnage de sol
(Source: http://www.colparmer.com/catalog/
product_view.asp?sku=9902640)
un grand état de propreté. On ne doit jamais les
huiler et ils doivent toujours être protégés contre la
saleté, la rouille et l’humidité. Normalement, il faut
deux personnes pour effectuer les prélèvements en
profondeur, celle-ci pouvant atteindre 20 mètres
(figure I.4.11). Il est recommandé que le volume de
la carotte de sol soit au moins de 100 cm3.
La sonde ouverte comprend un cylindre de carottage de 50 mm de diamètre intérieur et de 100 mm
de long, avec des rallonges de 25 mm de diamètre et
de 1,5 m de longueur pour les prélèvements en
profondeur. On utilise des chemises de laiton de
50 mm de long pour retenir des échantillons non
remaniés. On les retire du cylindre au moyen d’un
piston. Comme rallonge, on peut utiliser de petites
tiges de forages ou un tube de 15 mm.
I.4-25
On peut réaliser, à peu de frais, une sonde simple
pour effectuer des prélèvements volumétriques à
faible profondeur: il suffit d’un tube de laiton, à
parois minces de 50 mm de diamètre et de 150 mm
de longueur, équipé à une extrémité d’une poignée
en T de 0,9 m, faite d’un tube de 19 mm. Après
avoir retiré la sonde du forage, une poussée vers le
bas sur la poignée permet d’obtenir des carottes
qui sont extraites du cylindre au moyen d’un
piston central. Le diamètre intérieur et la surface
étant connus, on peut aisément obtenir des
carottes volumétriques en coupant à longueur
voulue la carotte au moment où on l’extrait de
l’appareil.
Procédure de laboratoire
Les échantillons de sol humides doivent d’abord
être pesés individuellement dans leur récipient de
transport. Les récipients sont alors ouverts et placés
dans une étuve à 105 ± 0,5 °C. Pour les échantillons
contenant de la tourbe ou une fraction importante
de gypse, la température dans l’étuve devrait être
maintenue à 50 ± 0,5 °C, ce qui requiert un séchage
plus long.
Après séchage, les échantillons sont pesés à nouveau
dans leurs récipients. La différence entre le poids
humide et le poids sec est une mesure du contenu
en eau initial. D’autres méthodes de séchage sont
plus rapides que l’étuve classique, par exemple, le
brûlage à l’alcool, les lampes infrarouges et les fours
à micro-ondes.
Figure I.4.11. Tube de prélèvement hydraulique monté sur une camionnette.
Le tube ouvert est en place. Les commandes hydrauliques se trouvent sur la droite.
I.4-26
Si les échantillons contiennent du gravier et des
pierres, cette procédure peut être adaptée à condition que le poids ou le volume des graviers et des
pierres puissent être déterminés séparément.
Les avantages et inconvénients de la méthode sont
donnés ci-dessous.
Avantages: cette technique est relativement peu
coûteuse, simple et très précise.
Inconvénients: cette technique demande du temps,
de la main-d’œuvre et est difficile à mettre en œuvre
pour les sols rocailleux.
4.5.2.2
Méthode neutronique
[SHOFM C58]
La méthode neutronique indique la quantité d’eau
par unité de volume de sol. Le volume de sol mesuré
par cette méthode a la forme d’un bulbe de 1 à 4 m
de rayon, selon la teneur en eau du sol et l’activité
de la source émettrice.
Cette méthode est basée sur le principe du ralentissement des neutrons émis dans le sol par une
source de neutrons rapides (Greacen, 1981). La perte
d’énergie est beaucoup plus importante dans la collision de neutrons avec des atomes de faible poids
atomique, et est proportionnelle au nombre de ces
atomes dans le sol. L’effet produit par ces collisions
est de transformer un neutron rapide en un neutron
lent. L’hydrogène, qui est l’élément principal de
faible poids atomique contenu dans le sol, existe en
grande quantité dans les molécules d’eau du sol. Le
nombre de neutrons lents, détectés par dosimètre
après l’émission de neutrons rapides par un tube
émetteur radioactif, est indiqué électroniquement
sur un cadran.
Instruments
L’appareillage consiste en un compteur portable
actionné par batterie ou par un mécanisme à ressort,
comptant de 0,5 à 5 minutes et pesant environ 16 kg
et en une sonde d’humidité contenant une source de
neutrons rapides de 100 millicuries d’americium-241
et de poudre fine de béryllium (période 458 ans).
Cette sonde fait environ 400 mm de longueur,
40 mm de diamètre, pour un poids total de 20 kg
avec écran de protection en plomb et paraffine de
150 mm de diamètre et de 100 mm de longueur
(figure I.4.12). Ces appareils ont été utilisés avec un
câble allant jusqu’à 60 m.
L’émetteur et le détecteur sont descendus dans le
sol à l’intérieur d’un puits à tubage d’aluminium;
Câble
Tube d’aluminium
Tube de détection
Neutron lent
Neutron rapide
Source neutronique
Figure I.4.12. Sonde à neutrons
les lectures peuvent être faites à n’importe quelle
profondeur, sauf près de la surface. Le diamètre
intérieur du tube ne doit être que légèrement plus
large que le diamètre de la sonde. Le tube doit, si
possible, être mis en place de façon à assurer un
contact étroit entre la surface extérieure du tube et
le sol.
Des dispositifs semblables ont été développés pour
effectuer des mesures dans la couche superficielle
du sol. Dans ce cas, le dispositif est placé sur le sol
et mesure la quantité d’eau contenue dans un
volume de forme hémisphérique de 15 à 40 cm de
rayon.
Tubes d’accès
L’installation des tubes d’accès doit être effectuée
avec précaution afin d’éviter le tassement du sol et
d’assurer le contact entre le sol et l’extérieur du tube,
c’est-à-dire qu’aucun espace vide ne devrait être créé
à l’extérieur des tubes au cours de leur installation.
Les tubes d’accès peuvent être installés:
a) En insérant les tubes dans des trous déjà préparés de même diamètre ou de diamètre
légèrement inférieur (ces trous peuvent être
préparés à l’aide d’une tarière manuelle ou
motorisée); ou
b) En enfonçant les tubes dans le sol à l’aide d’un
marteau et en enlevant la terre de l’intérieur
des tubes à l’aide d’une tarière.
Les extrémités inférieures des tubes devront être
scellées de manière à empêcher les infiltrations
d’eau du sol. Les sommets des tubes devront être
protégés à l’aide d’un couvercle ou d’un bouchon
en dehors du moment des mesures.
Étalonnage
La sonde devra être étalonnée par référence à la
méthode gravimétrique (section 4.5.2.1) appliquée
pour le type de sol où l’on fera les mesures et en
fonction des dimensions et du type de tubage dans
lequel elle sera descendue. On devra prélever un
nombre suffisant d’échantillons autour du trou de
mesure pour déterminer le profil d’humidité du sol.
Il est toutefois difficile d’obtenir un bon étalonnage
dans des terrains hétérogènes ou dans ceux où l’humidité varie rapidement avec la profondeur. Un
étalonnage approximatif peut aussi être réalisé au
laboratoire en utilisant un récipient rempli de terre.
Le type et les dimensions du tubage et la façon dont
il a été mis en place ont des effets considérables
sur les lectures; c’est pourquoi, pour chaque type
d’installation, on doit établir de nouvelles courbes
d’étalonnage.
Mesures et exactitude
Les tubes d’accès doivent être protégés contre un
excès d’humidité qui fournirait des lectures
erronées.
Après avoir descendu la sonde à la profondeur voulue
dans le tube d’accès, on détermine le nombre
d’impulsions comptées sur une période donnée.
Le nombre moyen d’impulsions est converti en
teneur en eau en utilisant la courbe d’étalonnage.
L’exactitude de la mesure dépend principalement:
a) De la validité de la courbe d’étalonnage;
b) Du nombre d’impulsions comptées.
En raison du caractère aléatoire de l’émission et de
la collision des neutrons, les comptages peuvent
être entachés d’une erreur aléatoire. Les erreurs sur
I.4-27
les temps de comptage peuvent être réduites au
minimum en utilisant un intervalle de temps
constant de deux minutes.
Les teneurs en sel, dans la gamme trouvée habituellement dans l’eau du sol, n’affectent pas
matériellement les données fournies par la méthode
neutronique mais, si le degré de salinité est égal à
celui de l’eau de mer, on enregistre des effets
sensibles. Un effet de la température a été mis en
évidence.
Les lectures correspondant aux mesures à faible
profondeur sont sensibles à la position de la sonde
par rapport à la surface de contact air-sol. La proximité de cette dernière se traduit par des comptages
plus faibles que ceux qui caractérisent une teneur en
humidité déterminée à une plus grande profondeur.
Quand les sources d’erreurs sont minimisées,
l’exactitude d’une mesure individuelle peut
atteindre 0,5 à 1 %. Pour des mesures répétées au
cours du temps comme le nécessitent des études de
bilan hydrique, des variations de la teneur en eau
du sol peuvent même être déterminées avec une
meilleure exactitude du fait de l’élimination des
erreurs systématiques.
Les avantages et inconvénients de la méthode et la
disponibilité des instruments pour leur utilisation
sont résumés ci-dessous (Prichard, 2003):
Avantages: la sonde à neutrons donne une mesure,
rapide, précise, et reproductible de la teneur en eau
du sol à différentes profondeurs et sur différents
sites.
Inconvénients: l’utilisation d’un matériau radioactif
requiert un opérateur habilité et très bien formé, un
coût élevé d’équipement et un étalonnage conséquent pour chaque site.
Disponibilité des instruments: les sondes à neutrons
sont disponibles dans le commerce.
4.5.2.3
Méthodes diélectriques [SHOFM C60]
Les méthodes diélectriques cherchent à mesurer la
capacité d’un élément non conducteur (le sol) à
transmettre des ondes ou des impulsions électromagnétiques. Les valeurs obtenues sont reliées à la
teneur en eau du sol par étalonnage.
Ces instruments sont basés sur le fait que la constante
diélectrique des particules du sol varie entre environ
2 et 5, tandis que celle de l’eau est de 80 (mesurée
entre 30 MHz et 1 GHz).
I.4-28
Les deux méthodes diélectriques pour mesurer la
constante diélectrique du milieu sol-eau et estimer la
teneur en eau volumétrique du sol sont:
a) La réflectométrie dans le domaine temporel; et
b) La réflectométrie dans le domaine fréquentiel.
Ni l’une, ni l’autre de ces méthodes n’utilise de
source radioactive, ce qui réduit les coûts d’habilitation, de formation et de suivi par rapport aux
sondes à neutrons.
Réflectométrie dans le domaine temporel
(TDR)
Le dispositif TDR envoie une onde électromagnétique transverse à haute fréquence (micro-ondes)
dans un câble relié à une sonde conductrice parallèle insérée dans le sol. Le signal est réfléchi d’une
sonde vers l’autre, ensuite retourné au compteur qui
mesure le temps séparant l’envoi de l’impulsion de
la réception de l’onde réfléchie. À partir de la
longueur du câble et de la longueur d’onde, la vitesse
de propagation peut être calculée. Plus la vitesse de
propagation est grande, plus la constante diélectrique est faible, et donc plus l’humidité est faible.
Les guides d’ondes consistent habituellement en
une paire de tiges d’acier inoxydable insérées dans le
sol à quelques centimètres de distance. La mesure
donne, avec un bon étalonnage, la valeur moyenne
de la teneur volumétrique en eau le long des guides
d’ondes. Ceux-ci sont installés à partir de la surface
jusqu’à une profondeur maximale habituellement
de 45 à 60 cm. Des paires de tiges peuvent être
installées de façon permanente pour mesurer la
teneur en eau à différentes profondeurs. Si des
mesures plus profondes sont nécessaires, une fosse
est généralement creusée et les guides d’ondes sont
ensuite enfoncés dans la paroi non remaniée
du trou. La perturbation du sol peut modifier considérablement le mouvement de l’eau et les
cheminements d’extraction de l’eau dans le sol et
ainsi conduire à des mesures erronées.
Les unités TDR sont relativement coûteuses.
Cependant, une fois étalonnée et installée, la technique TDR est très précise. Les mesures en surface
pouvant être effectuées facilement en des sites
multiples, la méthode fonctionne bien pour les
cultures à racines peu profondes.
Réflectométrie dans le domaine fréquentiel
(FDR)
Cette approche utilise des ondes radio pour mesurer
la capacité électrique du sol. Le sol se comporte
comme un diélectrique dans un circuit capacitif
faisant partie d’une boucle de rétroaction d’un
oscillateur électronique haute fréquence. La
fréquence varie suivant les fabricants, mais est généralement autour de 150 MHz. La capacité du sol est
reliée à sa constante diélectrique par la géométrie du
champ électrique créé autour des électrodes. Elle est
donc reliée à la teneur en eau volumétrique, comme
expliqué dans la méthode TDR. Deux sortes d’instruments utilisent la technique FDR: la méthode du
tube d’accès et celle de la sonde manuelle.
Méthode du tube d’accès
Les électrodes sont descendues à l’intérieur du puits
d’accès dans un tube de PVC, semblable à celui
utilisé pour la sonde à neutrons, et les mesures sont
effectuées à différentes profondeurs. Pour avoir des
mesures fiables, il est nécessaire que les parois du
tube d’accès soient bien en contact avec le sol, car
des poches d’air peuvent affecter le passage du
signal dans le sol. Un étalonnage est nécessaire
pour avoir des valeurs précises de la teneur en eau
volumétrique du sol (surtout pour les sols argileux
et ceux dont la densité apparente est élevée).
Correctement étalonnée et bien installée, la sonde
peut faire preuve d’une bonne précision.
Bon nombre des avantages de la sonde à neutron se
retrouvent aussi dans ce système, comme des
mesures rapides sur le même site et aux mêmes
profondeurs au cours du temps.
Une variante de cette technologie consiste en une
installation permanente avec des relevés à plusieurs
profondeurs. Cela se fait avec des dispositifs électroniques effectuant des relevés fréquents et
transmettant les résultats à un collecteur central de
données.
Sonde manuelle
L’autre instrument de mesure de la capacitance est
une sonde manuelle, qui fournit des relevés rapides
et faciles près de la surface. Ces sondes donnent une
mesure qualitative de la teneur en eau de sol sur une
échelle de 1 à 100, où les hautes valeurs correspondent à des hautes teneurs en eau. Leur utilisation est
difficile dans des sols secs, indurés et contenant des
pierres. Des mesures plus profondes sont possibles
en utilisant une tarière pour accéder à des niveaux
plus profonds de la zone racinaire. Leur meilleure
utilisation s’applique aux cultures à racines peu
profondes.
Avantages: Les avantages des équipements TDR et
FDR sont: fournir une relative précision (± 1 à 2 %);
permettre un relevé direct de la teneur en eau
volumique utilisable par les plantes ou des relevés
en continu avec un enregistreur automatique de
données, ne pas nécessiter d’étalonnage et n’être
pratiquement pas être affectés par les sels dans le sol.
Les appareils TDR sont moins affectés par la présence
de sels, alors que le FDR détecte l’eau «liée» aux
particules fines du sol, qui est encore disponible
pour les plantes. Le TDR est donc plus approprié
pour des superficies étendues de sols contaminés par
le sel. Alors que l’utilisation du FDR est préférable
pour les sols non salins à texture fine. Ces instruments sont en général précis, à des prix raisonnables,
faciles à utiliser et très appropriés au travail sur de
grandes surfaces.
Inconvénients: Ces méthodes sont plus coûteuses
que les autres en raison du prix des instruments. Les
relevés peuvent être affectés par un mauvais contact
entre le sol, et l’appareil et les broches peuvent être
endommagées dans des sols durs ou rocheux.
L’électronique du TDR est complexe et il est le plus
cher, alors que le FDR est plus sensible aux erreurs
dues à la salinité. Les données relevées par les enregistreurs sont issues sous forme de graphiques
nécessitant une interprétation.
4.5.2.4
Méthode gammamétrique
L’intensité d’un rayonnement gamma traversant un
volume de sol subit une décroissance exponentielle
qui dépend principalement de la densité apparente
du sol, de l’eau contenue dans le sol et des coefficients d’atténuation du sol et de l’eau qui sont
constants. La méthode consiste à descendre, simultanément, une source de rayons gamma (généralement
du Césium 137) et un détecteur de rayons gamma
(scintillateur photomultiplicateur) dans une paire de
tubes d’accès parallèles installés dans le sol. À chaque
niveau de mesure, le signal peut être traduit en
densité apparente du sol à l’état humide ou, si la
densité apparente du sol à l’état sec est connue, en
mesure de teneur en eau volumique du sol.
Le dispositif de mesure permet de suivre l’évolution
du profil de la densité apparente humide et, si la
densité apparente du sol sec ne varie pas au cours du
temps, l’évolution du profil d’humidité volumique à
plusieurs dizaines de centimètres de profondeur sous
la surface du sol.
La méthode a l’avantage d’avoir une haute résolution spatiale (elle mesure une tranche de sol de 20 à
50 mm d’épaisseur avec des tubes d’accès séparés
d’environ trois mètres). Cependant, l’eau n’est pas la
seule variable explicative des mesures. Les variations
de la densité apparente du sol à l’état sec peuvent
perturber les mesures de la teneur en eau du sol.
I.4-29
Il existe un dispositif complexe muni de deux sources
de rayons gamma d’intensités différentes qui permet
d’étudier simultanément les variations de la densité
apparente et de la teneur en eau du sol. Un tel équipement est utilisé principalement en laboratoire et
non sur le terrain.
4.5.3
Méthodes qualitatives
4.5.3.1
Méthode tensiométrique
[SHOFM C62]
Les différentes parties du tensiomètre sont la coupelle
poreuse, le tube de connexion et/ou le tube de
l’instrument et le capteur de pression (manomètre).
La coupelle poreuse est fabriquée en une matière
rigide et poreuse (habituellement de la céramique).
Les pores de la cellule sont suffisamment petits pour
empêcher le passage de l’air. Un tube semi-rigide et/
ou un tube rigide sont utilisés pour relier la coupelle
du tensiomètre au capteur de pression. Le tout étant
rempli d’eau, l’eau de la coupelle se met en équilibre
avec l’eau du sol avoisinant. L’eau est drainée hors de
la cellule si le sol s’assèche et engendre une tension
plus grande; l’eau reflue dans la cellule si le sol se
réhumecte et fait baisser la tension. Ces variations de
pression ou de tension sont indiquées par l’appareil
de mesure. Plusieurs tensiomètres placés à des
profondeurs différentes permettent de calculer des
profils d’humidité du sol.
Les tensiomètres fournissent des données sur le
potentiel hydrique du sol (composante de pression).
Si un tensiomètre est utilisé pour des déterminations
d’humidité, une courbe d’étalonnage est nécessaire.
La courbe d’étalonnage peut être constituée en partie
de la courbe caractéristique de rétention, mais il est
recommandé de l’établir à partir des données obtenues sur le terrain par la méthode gravimétrique
(section 4.5.2.1) et des valeurs indiquées par le
tensiomètre. Même ainsi, les données d’humidité ne
sont qu’approximatives, en raison de l’hystérésis
entre les branches d’humectation et de dessèchement de la courbe caractéristique de rétention d’eau
du sol. Le domaine d’utilisation des tensiomètres est
réduit à la zone de 0 à 0,8 bars (0 à 8 m de charge
hydraulique négative). La méthode ne convient
donc qu’en régions humides.
L’instrument de mesure de pression est habituellement une jauge à vide de Bourdon ou un manomètre
à mercure. Le tensiomètre peut être aussi connecté
à un capteur électronique de pression, afin de maintenir un enregistrement continu des variations de
tension. Comme le système est sous vide partiel en
conditions de sol non saturé, il est indispensable que
tous les éléments et connections soit imperméables
I.4-30
à l’air. Les jauges à vide de Bourdon conviennent
mieux à l’utilisation sur le terrain que les manomètres à mercure, mais sont moins exactes. Les
capteurs électroniques de pression sont à la fois
plus pratiques et plus précis.
Le temps de réponse des tensiomètres est plus court
avec les capteurs de pression car ils ont une variation
de volume plus faible que d’autres appareils.
L’inconvénient du coût peut être diminué en utilisant un seul capteur électrique connecté à plusieurs
tensiomètres au moyen d’un dispositif de commutation. Une autre solution consiste en un appareil de
mesure qui échantillonne brièvement la pression
dans le tensiomètre au moyen d’une aiguille. Cette
aiguille perfore un bouchon spécial sur le tube du
tensiomètre uniquement pendant la durée de la
mesure. Un seul dispositif à aiguille peut être utilisé
pour échantillonner de nombreux tensiomètres
placés dans le champ. Cependant, à part le système
décrit ci-dessus, ce type de tensiomètre ne peut pas
enregistrer les variations du potentiel de pression du
sol.
Les tensiomètres doivent d’abord être remplis d’eau
préalablement dégazée. Il est ensuite possible de
retirer l’air piégé dans le système au moyen d’une
pompe à vide. Les tensiomètres sont généralement
insérés dans le sol verticalement, dans des trous préalablement aménagés et de même diamètre que celui
des cellules poreuses. Le centre de la bougie poreuse
est placé à la profondeur choisie pour la mesure de
tension. Les tensiomètres sont sensibles aux variations de température qui provoquent une dilatation
ou une rétraction thermique des différentes composantes du système et influencent les lectures de
tension. Sur le terrain, il est recommandé de protéger
contre le soleil les tensiomètres qui dépassent du sol
pour réduire cet effet. De même, les tensiomètres
utilisés en hiver devront être protégés contre le gel
de la colonne d’eau et du capteur de pression. Les
tensiomètres doivent être purgés régulièrement pour
enlever l’air qui s’accumule dans le dispositif.
La lecture du tensiomètre indique la pression dans
la coupelle poreuse, moins la différence de pression
causée par la colonne d’eau entre la coupelle
poreuse et le capteur de pression. Ainsi, le potentiel
hydrique du sol à la profondeur de la coupelle est
égal à la lecture du capteur de pression plus la
pression de la colonne d’eau. Si la pression est
exprimée en termes de succion, c’est-à-dire la pression atmosphérique moins la pression du capteur,
le potentiel de pression du sol est égal à la lecture
du capteur moins la différence de pression correspondant à la colonne d’eau dans le tube. La valeur
corrigée du potentiel de pression du sol peut être
donnée directement par les tensiomètres équipés de
capteurs de pression électroniques.
Il est difficile de déterminer la précision des mesures
du potentiel de pression de l’eau du sol réalisées
avec les tensiomètres. L’exactitude des mesures
dépend de la température, de l’exactitude du manomètre et de la quantité d’air accumulée dans le
système. De plus, le temps de réponse des tensiomètres peut provoquer des mesures erronées si le
potentiel de pression du sol varie rapidement. Dans
ce cas, l’équilibre entre l’eau du tensiomètre et l’eau
du sol ne peut être atteint. Des études récentes ont
montré que des bougies en plastique semiperméables réagissent beaucoup plus vite que les
coupelles en céramique (Klute, 1986).
Le tensiomètre est sans doute le plus facile à installer
et le plus rapide à lire de tous les instruments de
mesure de la teneur en eau du sol. Cependant, les
tensiomètres ne peuvent être utilisés à des profondeurs supérieures à trois mètres. À la pression
atmosphérique usuelle, la méthode est limitée à un
potentiel d’environ –85 kPa. Les tensiomètres
requièrent un entretien fréquent pour obtenir des
mesures fiables dans les conditions de terrain.
Avantages: Les tensiomètres ne sont pas affectés
par la quantité de sels dissous dans l’eau du sol.
Ils mesurent la pression de l’eau du sol avec une
précision raisonnable en conditions humides.
Inconvénients: les tensiomètres ne fonctionnent
qu’entre la saturation et –85 kPa. Ils ne sont donc
pas adaptés aux mesures sur sols secs.
4.5.3.2
Méthode par mesure de résistivité
(blocs poreux) [SHOFM C60]
Les blocs poreux sont réalisés en plâtre, verre/matrice
de gypse, céramique, nylon et fibres de verre. Ils sont
enterrés à la profondeur à laquelle la mesure doit être
effectuée. Avec le temps, les blocs se mettent en
équilibre avec la teneur en eau du sol environnant.
Par conséquent, la mesure qui sera faite est liée à la
pression de l’eau du sol.
Deux électrodes sont enterrées à l’intérieur du bloc
avec un câble arrivant jusqu’à la surface. La résistance électrique est mesurée entre les deux électrodes
en utilisant un multimètre relié au câble. Une
résistance élevée du bloc signifie son faible contenu
en eau, et donc une tension hydrique (succion =
pression négative) forte.
Comme les tensiomètres, les blocs poreux doivent
être installés avec attention en veillant à un bon
contact avec le sol. Leur demande en entretien est
faible et très inférieure à celle des tensiomètres. Les
blocs de plâtre ont montré des défaillances dans les
sols alcalins qui peuvent les dissoudre, et entraîner
leur abandon ou leur remplacement. Les sols très
salés peuvent conduire à des résultats erronés, car les
sels affectent la conductivité et la résistivité du sol.
Les blocs de plâtre sont les mieux adaptés pour les
sols à fine texture car ils ne sont, en général, pas
sensibles en dessous de 1000 hPa. Pour les sols
sableux, ils seraient en dehors du champ des niveaux
d’eau rencontrés.
Un nouveau type de bloc se compose d’une matrice
de gypse de fine granulométrie, compressée dans
un bloc contenant des électrodes. La surface extérieure de la matrice est découpée dans une
membrane synthétique et placée dans une enveloppe protectrice perforée en PVC ou en acier
inoxydable. Les matériaux utilisés augmentent le
mouvement de l’eau du et vers le bloc, le rendant
plus sensible à la tension de l’eau du sol dans
l’intervalle de 300 à 2000 hPa. Ceci en fait un
procédé mieux approprié à un plus large éventail de
textures du sol.
Blocs de dissipation thermique: ils sont faits en
céramique poreuse. Un petit élément chauffant et
un capteur de température, reliés à un appareil de
mesure en surface, sont insérés dans un bloc
poreux. La mesure consiste à appliquer un courant
électrique à l’élément chauffant et à mesurer la
proportion dans laquelle la chaleur produite est
évacuée (dissipation de chaleur). La proportion de
chaleur dissipée est liée à la teneur en eau.
Les appareils à dissipation de chaleur sont sensibles
à l’eau du sol pour un large éventail de teneurs en
eau. Ils doivent cependant être étalonnés pour
chaque utilisation. Ces blocs sont beaucoup plus
chers que les blocs à résistance électrique.
Avantages: la méthode est rapide, reproductible et
relativement peu coûteuse.
Inconvénients: les blocs ne fonctionnent pas très
bien dans des sols à texture grossière, soumis au
retrait-gonflement ou salés. La précision en est assez
faible, sauf si les blocs sont étalonnés spécialement
pour chaque sol devant être suivi. Cela peut se faire
par tensiométrie en laboratoire (pressure plate
extractor) ou par méthode gravimétrique. La durée
de vie des blocs est de un à trois ans. Le point le plus
important à noter est leur faible sensibilité en
condition de sol sec. Ils doivent être trempés dans
l’eau plusieurs heures avant d’être installés sur le
terrain.
4.5.4
I.4-31
Télédétection [SHOFM D]
La télédétection est l’outil le plus récent utilisé dans
l’estimation de l’humidité du sol à la surface ou en
subsurface. Cette information peut être utilisée pour
déduire les profils d’humidité du sol jusqu’à des
profondeurs de plusieurs mètres. Cette technique
peut être mise en œuvre en utilisant les données
du rayonnement visible, infrarouge (proche et
thermique), micro-ondes et gamma (Engman et
Gurney, 1991; Schultz et Engman, 2000). Toutefois,
les techniques les plus prometteuses utilisent les
micro-ondes passives ou actives. Les techniques
utilisant les bandes visibles et proche infrarouge,
basées sur la mesure du rayonnement solaire réfléchi,
ne sont pas particulièrement valables car beaucoup
trop de «bruits» brouillent l’interprétation des
données. La technique infrarouge thermique est
basée sur la relation entre le cycle diurne de la
température et l’humidité du sol, qui dépend du type
de sol et est largement limitée aux conditions de sol
nu. Le plus gros problème avec cette dernière
technique est l’interposition de la couverture
nuageuse. Les techniques micro-ondes passives et
actives ont chacune leurs propres avantages. Elles
sont basées sur le fort contraste entre les propriétés
diélectriques de l’eau liquide et du sol sec. Le
rayonnement gamma terrestre naturel étant
fortement atténué par l’eau, ses variations peuvent
servir à mesurer l’humidité du sol. Il est clair que la
télédétection opérationnelle de l’humidité du sol
doit utiliser plus d’un type de capteur. En outre, aussi
bien les applications micro-ondes que celles basées
sur l’infrarouge thermique demanderont beaucoup
d’autres recherches avant de pouvoir être utilisées
pour l’obtention d’informations sur l’humidité du
sol.
La réflexion par le sol nu dans les bandes visible et
proche infrarouge du spectre électromagnétique
peut être utilisée, seulement sous certaines
conditions, pour estimer l’humidité du sol. Cette
méthode ne donne qu’une faible précision et ne
fournit pas les valeurs absolues de l’humidité. Pour
l’estimation de l’humidité du sol et les objectifs
agronomiques, il est nécessaire de disposer de plus
de bandes spectrales et d’une plus grande précision
géométrique (dans le visible et le proche infrarouge)
que celles qui sont disponibles avec les satellites
Landsat, SPOT et NOAA. L’humidité du sol a été
estimée en utilisant des indices de précipitation;
des applications opérationnelles ont été développées
par la FAO à partir de l’imagerie géostationnaire
pour les régions intertropicales (OMM, 1993). La
demande de données haute résolution augmente
avec l’avènement du Programme international
géosphère-biosphère (PIGB).
I.4-32
Les techniques infrarouges thermiques ont été
utilisées avec succès pour la mesure de l’humidité du
sol sur quelques centimètres. La limite de ces
techniques thermiques tient au fait qu’elles ne
peuvent être appliquées à des surfaces couvertes par
la végétation.
Des tentatives ont été faites pour évaluer l’humidité
du sol avec les observations de l’inertie thermique
apparente à partir des données AVHRR de Landsat et
SPOT et de l’imagerie géostationnaire. Ces applications demeurent encore plus des projets pilotes que
des outils opérationnels (OMM, 1993).
Les techniques micro-ondes ont révélé un gros
potentiel, mais nécessitent encore des recherches
variées pour être opérationnelles. Afin de faire
progresser en ce sens le suivi de l’humidité du sol par
télédétection, les données satellitaires multifréquences et multipolarisations seront nécessaires. Ces
données permettront de caractériser différentes
surfaces et, ainsi, de réduire la quantité de «vérités
terrain» nécessaires.
C’est seulement dans la bande de fréquence des
micro-ondes qu’il y a une relation physique directe
entre l’humidité du sol et le rayonnement émis ou
réfléchi. L’avantage unique de l’utilisation de la
bande des micro-ondes est qu’à ces fréquences,
l’humidité du sol peut être mesurée à travers les
nuages. Il a été également montré que la synergie de
l’utilisation des données optiques et des données
micro-ondes se révèle avantageuse pour les
applications agrométéorologiques. Ce sont les microondes passives qui ont été les plus exploitées à ce
jour. Pour le moment les radiomètres micro-ondes
utilisables dans la mesure de l’humidité du sol ne
sont disponibles que sur des avions. Ils commencent
à être utilisés en recherche, et un peu dans les
applications opérationnelles.
L’information sur l’humidité du sol à plusieurs
mètres de profondeur peut être obtenue à partir d’un
radar à courtes impulsions (longueur d’onde de 5 à
10 cm). En Fédération de Russie, cette méthode
aéroportée est utilisée dans des régions forestières et
pour détecter les zones saturées à des profondeurs de
plus de 5 à 10 m. L’utilisation du rayonnement
gamma est, potentiellement, la technique la plus
précise développée en télédétection pour la mesure
de l’humidité du sol. L’atténuation du rayonnement
gamma peut permettre de suivre les variations de
l’humidité dans les 20 à 30 premiers centimètres du
sol. Cette technique demande que certaines mesures
de terrain soient effectuées pendant les vols de
mesure, car elle ne donne pas les valeurs absolues de
l’humidité du sol (OMM, 1992b).
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évaporation, évapotranspiration et humidité du sol

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