ÉVAPORATION, ÉVAPOTRANSPIRATION ET HUMIDITÉ DU SOL · 4.1 ÉVAPORATION, ÉVAPOTRANSPIRATION ET...

4.1 ÉVAPORATION,ÉVAPOTRANSPIRATIONETINTERCEPTION

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 évapora-tion sont, par contre, définitivement inutilisables. Même dans les régions humides, la perte par évapo-ration 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 atmosphé-rique, 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’humi-dité 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 hydro-logique, les plantes se comportent, par conséquent, comme des pompes tirant l’eau du sol et la remon-tant 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 physio-logiques 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 envi-ronnementaux influant sur la transpiration sont

ÉVAPORATION, ÉVAPOTRANSPIRATION ET HUMIDITÉ DU SOL

CHAPITRE 4

GUIDE DES PRATIQUES HYDROLOGIQUESI.4-2

essentiellement les mêmes que pour l’évaporation, quoique légèrement différents. D’un point de vue pratique, le gradient de pression de vapeur, la tempé-rature, 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 végéta-tion. Il est important de souligner ici la différence entre évapotranspiration et consommation d’eau. La consommation d’eau ne diffère de l’évapotrans-piration 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 évapotranspira-tion 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 varia-tions diurnes et saisonnières, qui se superposent à l’évaporation annuelle normale des surfaces d’eau libre.

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

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 micro-météorologiques de mesure de l’évaporation sont décrites, par exemple, par Garratt (1984) et Sharma (1985).

4.1.3 Mesuredel’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 dispo-nibles 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’éva-luation indirecte qui fournissent des résultats acceptables. Dans les réseaux de mesure, on utilise des bacs d’évaporation et des lysimètres; ces appa-reils sont étudiés ci-après. En ce qui concerne les

CHAPITRE 4. ÉVAPORATION, ÉVAPOTRANSPIRATION ET HUMIDITÉ DU SOL I.4-3

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’aéro-dynamique 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’éva-potranspiration 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 réfé-rence. 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 condition- nent 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 enre-gistreur, un thermomètre ou un thermographe pour la température de l’eau du bac, ainsi qu’un thermo-mètre 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, bâti-ments, 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

Figure I.4.1. Bac américain de classe A Figure I.4.2. Bac GGI-3000

À remplir jusqu’à 5 cm en dessous de l’anneau


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 caractéris-tiques 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’inté-rieur 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 déter-miné 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 main-tenue 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 condensa-tion 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’éva-porimètre 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’évapori-mètre, 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 chasse-neige 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 observa-tions 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’évalua-tion 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


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 réfé-rence 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

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.

Un type de radiomètre consiste en une plaque carrée de 5 cm2, placée horizontalement dans le

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 propor-tionnel 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 tempéra-ture 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 diffé-rentiel, 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 hori-zontal 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.

Bien qu’il suffise en général d’effectuer des obser-vations 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.

Lorsqu’on mesure la température de l’air, il faut s’assurer que les thermomètres sont placés à l’abri

Figure I.4.3. Pyrradiomètre (détail du capteur)


du soleil, sans que pour autant leur ventilation naturelle s’en trouve diminuée. Des écrans spéciaux contre le rayonnement ont été conçus pour les ther-momètres 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.

Les thermographes qui fournissent un enregistre-ment continu de température se composent, en général, d’un thermomètre à mercure en acier, immergé dans l’eau, relié à un enregistreur circu-laire 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).

Dans le cas de stations automatiques où les mesures (qui comprennent généralement d’autres variables) sont enregistrées sur bande magnétique ou trans-mises par fil ou par radio, on emploie très souvent des thermomètres à résistance de platine ou à ther-mistances. 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 élec-tronique qui fournit un signal de sortie convenable pour l’enregistrement ou la transmission.

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.

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 ther-momètre 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 uti- lisé pour le thermomètre servant à mesurer la température de l’air.

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.

Vent

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.

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 Mesuredel’évapotranspiration

Évaporimètres au sol et lysimètres

L’évapotranspiration peut s’évaluer au moyen d’éva-porimètres 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’évapo-transpiration 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 Mesurespartélédétectiondesparamètresdel’évaporationetdel’évapotranspiration[SHOFM D]

Des observations par télédétection combinées avec des données météorologiques auxiliaires ont

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 multi-canal. 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’évapora-tion 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 électromagné-tique, 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 infra-rouge (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 atmosphé-riques 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


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’éva-potranspiration 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 (émis-sion et réflexion, ou rétro diffusion depuis le sol). Il y a, cependant, des incertitudes dans ces estima-tions 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 télé-détection 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 ESTIMATIONDEL’ÉVAPORATIONDESSURFACESLIBRES

4.2.1 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 déter-miner 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’évapora-tion 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 éner-gétique augmente, il en sera de même pour les estimations de l’évaporation.

4.2.2 Bilanhydrologique

La méthode, est basée sur l’équation de continuité et peut être utilisée pour le calcul de l’évaporation:

E = I – O – ΔS (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 – ΔSs (4.3)

avec Es = évaporation du réservoir, P = précipitation, R1 = 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 – ΔSs (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’incon-vénient que les erreurs dans la mesure des paramètres de l’équation 4.4 se répercutent directe-ment 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-capa-cité 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 hydrolo-gique 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 imprati-cable, 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.

4.2.3 Bilanénergétique

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’évapo-ration 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

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, quantita-tivement 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 (4.6)

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 coeffi-cient 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


(5,67 x 10–8 W m–2 °K–4) et q 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 réser-voir, 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 hauteur-volume du réservoir. Pour obtenir une température moyenne pour le volume d’eau d’une couche déter-minée, on fait la moyenne des résultats de toutes les mesures de températures effectuées dans cette couche.

La sommation des produits du volume par la tempé-rature (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 déter-miner 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’in-filtre 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 impor-tant 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 centimètre-gramme-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:

(4.8)

où B est appelé rapport de Bowen (Bowen, 1926) et:

(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’équa- tion 4.5 et résolvant par rapport à Qe, on obtient:

Q e =Q s − Q r + Q a − Q ar − Q bs − Q o + Q v

1 + B + c p (T e − Tb ) / L (4.10)

Pour déterminer la hauteur d’eau évaporée par unité de temps, l’expression suivante peut être utilisée:

B =Q h

Q e

Q w =c pQ e(T e − Tb )

L


(4.11)

où E est l’évaporation (m s–1) et ρ la masse volu-mique de l’eau évaporée (kg m–3).

L’équation du bilan d’énergie devient donc:

(4.12)

Le rapport de Bowen peut être calculé en utilisant:

(4.13)

où p est la pression atmosphérique (mb), To la température de surface de l’eau (°C), Ta la tempéra-ture 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 impor-tant 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 Méthodedutransfertdemasse

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 atmos-phère 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 milli-mètre. 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 essentielle-ment 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:

E = k (es – ea) (4.14)

où E est l’évaporation directe, k un coefficient dépen-dant 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, respective-ment. Les moyennes journalières de température et d’humidité relative peuvent être utilisées pour déter-miner 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 Combinaisondesméthodesaérodynamiqueetdubilanénergétique

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:

(4.15)

où Ei est la valeur estimée de l’évaporation depuis

une surface d’eau libre, est la pente de

la courbe de vapeur saturante en fonction de la température qa, qui est présentée sous la forme γ/Δ en fonction de Tz dans Brutsaert (1982, figure 10.2), Rn le rayonnement net, γ la constante psychromé-trique et Ea le même terme que dans l’équation 4.14.

E =Q e

ρ L

E =Q s − Q r + Q a − Q ar − Q bs − Q o + Q v

ρ L (1 + B ) + c p(T e − Tb ){ }

B = 0,6 1p (T o − T a )

1 0 0 0 (eo − ea )

Ei =

Rn Δ + Ea γ

Δ + γ

Δ =es – esz

Ts – Tz


La constante psychrométrique γ pour une tempéra-ture 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:

(4.16)

où n/N est le rapport du nombre réel d’heures d’in-solation 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 tempéra-ture absolue moyenne de l’air exprimée en degrés Kelvin.

Bien qu’il puisse être nécessaire d’utiliser cette équation, il serait préférable d’utiliser les valeurs mesurées du rayonnement solaire et du rayonne-ment de grandes longueurs d’onde.

Kohler et al. (1959) ont utilisé une approche analogue dont une représentation graphique est donnée à la figure I.4.4. Les observations météoro-logiques relatives au rayonnement solaire, à la

40

35

30

25

20

15

10

5

0

–5

–10

–15

–20

40

35

30

25

20

15

5

0

–5

–10

–15

–20

10

0

5

1015 20

2530

35

40 45

5055

35

30

25

20

15

10

5

0

–10

–15

–20

–5

250

200

180

160

140

120

100

90

80706050

40

30

2010

Tem

péra

ture

moy

enne

jour

naliè

re d

u po

int d

e ro

sée

en °C

Vite

sse

du v

ent e

n m

iles n

autiq

ues p

ar jo

ur à

0,1

5 m

au-

dess

us d

e l’a

nnea

u du

bac

Évap

orat

ion

jour

naliè

re d

u lac

en m

m

Rayo

nnem

ent s

olair

e en

wat

ts pa

r cm

2 et p

ar jo

ur

Tem

péra

ture

moy

enne

jour

naliè

re d

e l’a

ir (

°C)

1211

10

9

8

7

6

5

4

3

2

1

0

13

0

Note: L’échelle pyrhéliométrique internationale, qui est entrée en vigueur aux États-Unis d’Amérique le1er 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

Rn = 0 ,25 + 0 ,5n

N

⎛

⎝⎜⎞

⎠⎟S0 – 0 ,9 n

N+ 0 ,1

⎛

⎝⎜⎞

⎠⎟

0 ,34 – 0 ,14 ed σ T 4⎞⎠

⎛⎝

Dépendance à la température de (γ/Δ) et Δ/(Δ + γ) à 1000 mb

D’après Brutsaert (1982, figure 10.2)

216 Évaporation dans l’atmosphère

Température (°C)

Δ/Δ

Δ/(Δ + γ)

0 5 10 15 20 25 30 35 400

0,5

1,0

1,5


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 rayon-nement 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’appli-cation de cette relation. Cette méthode ne permet d’obtenir des estimations valables sur l’évaporation hebdomadaire ou mensuelle depuis un lac unique-ment si l’on effectue une évaluation de l’énergie transmise par advection et de la variation de l’énergie stockée.

4.2.6 Extrapolationàpartirdemesuressurbac[SHOFM C46]

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

Vite

sse

du v

ent à

4 m

au-

dess

us d

u lac

, en

mile

s nau

tique

s par

jour

V

itess

e du

ven

t à 4

m a

u-de

ssus d

u lac

, en

mile

s nau

tique

s par

jour

0,9

0,8

0,7

0,6

0,5

0,4

0,3

0,2

0,1

0

0,9

0,8

0,7

0,6

0,5

0,4

0,3

0,2

0,1

00 10 20 30 0 10 20 30

Altitude 305 m au-dessus du NMM Altitude 3048 m au-dessus du NMM

Température de l’eau du lac (°C)NMM Niveau moyen de la mer

NMM Niveau moyen de la mer

a a

500

400

200

150

1000

8060

40

20

10

500

400

200

150

1000

8060

40

20

10

Figure I.4.5. Proportion d’énergie advectée dans un lac, utilisée pour l’évaporation


et vice versa, et leur installation ainsi que leur exploitation sont coûteuses.

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.

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 = 0,8e0 − e200βe0' − e200β (4.17)

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

1,3

1,4

1,2

1,1

1,00 500 1000 1500 2000 (m)

γ

l

Figure I.4.6. Relation entre le facteur γ et l_

rivage du bac, dans la direction moyenne du vent (fetch).

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 approximative-ment ronde ou carrée, β est déterminé en fonction de la superficie au moyen du tableau I.4.1.

Tableau I.4.1. Détermination de β

Surface de la masse d’eau (km2)

0,01 0,05 0,1 0,5 1,0 2,0 5,0

Facteur de correction β 1,03 1,08 1,11 1,18 1,21 1,23 1,26

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:

(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 tempé- rature de l’eau d’un bac de classe A est plus élevée

l =1

100i liNii=1

i=8∑


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’éva-poration 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 essen-tielle 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

Vite

sse d

u ve

nt au

nive

au d

u bac

en m

iles n

autiq

ues p

ar jou

r

0,9

0,8

0,7

0,6

0,5

0,4

0,3

0,2

0,1

0

0,9

0,8

0,7

0,6

0,5

0,4

0,3

0,2

0,1

00 10 20 30 0 10 20 30

Altitude = 305 m au-dessus du NMM Altitude = 3048 m au-dessus du NMM

Température de l’eau du bac (°C)

a a

350

80

40

20

0

170

350

80

40

20

0

170

p p

Vite

sse d

u ve

nt au

nive

au d

u bac

en m

iles n

autiq

ues p

ar jou

r

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 estima-tions faites selon les méthodes aérodynamiques et celles du bilan énergétique.

4.2.7 Formulesempiriques

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 écono-miquement 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

Figure I.4.7. Proportion d’énergie advectée dans un bac de classe A, utilisée pour l’évaporation


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’évapora-tion 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.

Formule de Marciano et Harbeck, États-Unis d’Amérique (Marciano et Harbeck, 1954)

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)

E(cm jour–1) = 0,35(es – ea) (1 – 0,15U2) (4.24)

220

200

180

160

140

120

100

80

60

40

20

0

11

10

9

8

7

6

5

4

3

2

1

0

16

15

14

13

12

11

10

9

8

7

6

5

4

3

2

1

0

Évaporation du bac (Ep) en millimètres

Altitude en mètres au-dessus du niveau m

oyen de la mer

6 000

4 500

3 000

1 500

0

0,05

0,100,15

0,20

0,25

0,30

0,35

0,40

0,50

0,60

0,70

0,80

0,45

–5 5–4 4–3 3–2 2–1 10

(T o – T

a) en

°C

Vite

sse

du v

ent

au n

ivea

u du

bac

en

mile

s na

utiq

ues

par

jour

Évap

orat

ion

du la

c (E

L) e

n m

illim

ètre

s

a p

Figure I.4.8. Conversion de l’évaporation du bac de classe A en évaporation lacustre


où es est la pression de vapeur saturante à la tempé-rature 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 mesu-rées 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 ÉVAPORATIONDESBASSINSHYDROGRAPHIQUES [SHOFM I50]


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 consti-tution du tissu végétal; elle a donc la même signification que l’évapotranspiration. Il n’est pas possible pour un bassin hydrographique de déter-miner séparément évaporation et transpiration. En outre cette évaluation séparée n’est pas demandée pour la plupart des études.

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 poten-tielle». 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 poten-tielle 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/humi-dité du sol répondent aux besoins de modélisation hydrologique.

4.3.2 Méthodedubilanhydrologique

Cette méthode permet d’estimer l’évapotranspi- ration, ET, lorsqu’il est possible de mesurer ou


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 effec-tuées 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 mesu-rant 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 expéri-mentale. 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 Méthodedubilanénergétique

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 appli-quée à l’estimation de l’évapotranspiration pour des intervalles qui ne doivent pas être inférieurs à 10 jours. Pour des intervalles plus courts, l’estima-tion 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’éva-potranspiration (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 inté- grée 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 alen-tours 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 (évapotranspi-ration, 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 raison-nables 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 numé-riques 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 Approcheaérodynamique

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 suffi-sante, 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.

Dans les pays de la CEI, la méthode de Konstantinov (Konstantinov, 1966) est appliquée pour l’estima-tion de l’évaporation d’après des mesures de la température et de l’humidité de l’air au psychro-mètre 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 MéthodedePenman-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 Penman-Monteith (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 résis-tance 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:

λE = (ΔΔ + CpρD / raa) / (Δ + γ + γ (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:

λEs = (ΔΔs + ρcpD0/rsa)/(Δ + γ(l + rss/rsa)) (4.30)

λEc = (ΔΔ( – As + ρcpD0/rca)/(Δ + γ(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


hauteur de la canopée (rsa) sont fonction de l’index foliaire, de la constante de décroissance de la diffu-sivité 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 + (ΔΔ – raaλEc(Δ + γ))/ρcp (4.32)

et D peut ainsi être substitué à D0 dans les équations de combinaison. L’évaporation totale à partir d’une culture, λE, dans le modèle Shuttleworth-Wallace est la somme des équations combinaison de Penman-Monteith avec D substitué à D0:

λE = CcPMMc + CsPMs (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:

(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

Ra = (Δ + γ)raa (4.38)

Rs = (Δ + γ)rsa + γrss (4.39)

Rc = (Δ + γ)rca + γrcs (4.40)

4.3.6 MéthodedePriestley-Taylor

La méthode de Priestley et Taylor (Priestley et Taylor, 1972) repose sur l’hypothèse selon laquelle, pour de grandes étendues humides, le rayonnement

conditionne davantage l’évaporation que les phéno-mènes 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:

(4.41)

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’évapo- ration à l’équilibre:

(4.42)

α étant une constante empirique égale à 1,26. Cette expression est utilisée pour l’estimation de l’évapo-ration 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 Méthodecomplémentaire

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’évapo- ration potentielle est autant l’effet que la cause de l’évaporation réelle. La chaleur et l’humidité déga-gées 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.

Si l’évaporation réelle E tombe sous le taux poten-tiel Epo dans une région humide étendue, il y aura dégagement d’une quantité d’énergie Q telle que:

λEpo – λE = Q (4.43)

Ce dégagement d’énergie influera sur la tempéra-ture, 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 chan-gement du transfert d’énergie entre la masse d’air

P Mc =

(ΔΔ + (ρρ p D − Δ rca As ) / ( raa + rca ))

(Δ + γ (1 + rcs / ( raa + rca )))

P Ms =

(ΔΔ + (ρρ p D − Δ rsa As ) / ( raa + rsa ))

(Δ + γ (1 + rss / ( raa + rsa )))

λ E =ε

ε + 1⎛⎝

⎞⎠(Q*− G )

λ E = αε

ε + 1⎛⎝

⎞⎠ (Q

* − G )


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 Coefficientculturaletméthodedel’évapotranspirationderéférence

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 réfé-rence, 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 coeffi-cient cultural de base (Kcb) et du coefficient d’évaporation de l’eau du sol (Ke). 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

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 irriga-tions. Dans la procédure FAO-56, le stress hydrique est expliqué par la réduction de la valeur de Ks.

4.3.9 Scintillomètreàgrandeouverture

L’estimation de l’évapotranspiration réelle par la méthode du bilan énergétique nécessite la connais-sance 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 CT

2. Le scintillomètre à large ouverture est un instrument collectant les valeurs moyennes de CT

2 (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 réfrac-tion 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 supplé-mentaires de température, de pression et d’humidité sont nécessaires pour le calcul des paramètres carac-térisant 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 estima-tions par télédétection sur de grandes surfaces.

4.4 RÉDUCTIONDEL’ÉVAPORATION

4.4.1 Àpartirdessurfaceslibres

L’évaporation à partir d’une surface d’eau entière-ment 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


n’est jugée utile que sous certaines conditions, pour de petits étangs;

e) 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 pré- server les eaux ainsi stockées de prélèvements indésirables;

f) Le développement de l’utilisation des eaux souterraines;

g) Le fonctionnement intégré des réservoirs; h) Le traitement par des retardateurs chimiques de

l’évaporation de l’eau.

Les sept premières méthodes ci-dessus sont directe-ment et facilement compréhensibles. La dernière méthode en revanche requiert quelques explica-tions. Elle consiste à déposer un fluide à la surface de l’eau, de façon à former un film monomolécu-laire. 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 Àpartirdelasurfacedusol

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.

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 quan-tité 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’assè-chement rapide agit comme protection contre de nouvelles pertes. Depuis ces premières inves-tigations de nombreux autres résultats ont été publiés. Beaucoup de stations d’expérimenta-tion 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’évapo-ration 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’évapora-tion dans certaines zones arides.

4.5 MESUREDEL’HUMIDITÉDUSOL[SHOFM E55]


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 consti-tuent 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 déter-minée 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, forte-ment 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 ruis-sellement de surface ou de subsurface, provenant de parcelles plus élevées adjacentes au site étudié, peut alimenter l’humidité du sol alors que le ruisselle-ment, 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 quanti-fiée pour donner avec précision la quantité d’eau stockée dans le sol à un moment donné. À satura-tion, 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 contreba-lancée 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

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 condui-sant 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 Méthodesquantitatives

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 quel-conque 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 échan-tillons 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 prélè- vement des échantillons doivent être conçus de façon que les échantillons ne perdent ni ne gagnent d’humidité, et ne soient jamais altérés ou conta-minés au cours du prélèvement ou du transport. Si le prélèvement est effectué dans une couche sèche


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 carot-tage ou de tourner la tarière. Lorsque l’on procède au prélèvement de sédiments secs à texture gros-sière, 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 impor-tante 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.

Dans les prélèvements destinés à mesurer l’humi-dité du sol, il est essentiel que toutes les opérations touchant à l’échantillon – transfert dans les boîtes et pesées des échantillons humides – soient effec-tuées aussi rapidement que possible pour éviter des pertes d’humidité. On peut éviter de nombreuses difficultés dans l’utilisation du matériel de prélève-ment 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 alumi-nium, 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

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 traver-sées lors du forage. Avec cet appareil, on obtient un bon échantillon représentatif, encore qu’il soit remanié. Pour faciliter le prélèvement à des profon-deurs 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 réci-pient, 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

Figure I.4.9. Tarières et tubes de gauche à droite: tarière rubanée, tarière cylindrique, sonde à prélève-

ment, tarière à boues hollandaise, préleveur de tourbe) (Source: http://soils.usda.gov/technical/manual/

print_version/complete.html)


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 carot-tage 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.

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.

Figure I.4.10. Équipement d’échantillonnage de sol (Source: http://www.colparmer.com/catalog/

product_view.asp?sku=9902640)


Si les échantillons contiennent du gravier et des pierres, cette procédure peut être adaptée à condi-tion 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 ralen-tissement des neutrons émis dans le sol par une source de neutrons rapides (Greacen, 1981). La perte d’énergie est beaucoup plus importante dans la colli-sion 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;

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

Câble

Tube d’aluminium

Neutron rapide

Neutron lent

Tube de détection

Source neutronique

Figure I.4.12. Sonde à neutrons


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 pré-

parés 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’hu-midité 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

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 proxi-mité 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 consé-quent 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 électroma-gnétiques. 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).


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’habili-tation, de formation et de suivi par rapport aux sondes à neutrons.

Réflectométrie dans le domaine temporel (TDR)

Le dispositif TDR envoie une onde électromagné-tique transverse à haute fréquence (micro-ondes) dans un câble relié à une sonde conductrice paral-lèle 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 diélec-trique 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 consi-dérablement 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 tech-nique 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 géné-ralement 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’instru-ments 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 électro-niques 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 correspon-dent 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 instru-ments 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 enre-gistreurs 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 coeffi-cients d’atténuation du sol et de l’eau qui sont constants. La méthode consiste à descendre, simulta-nément, 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 résolu-tion 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.

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 équi-pement est utilisé principalement en laboratoire et non sur le terrain.

4.5.3 Méthodesqualitatives

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 obte-nues 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 dessèche-ment 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 habituelle-ment 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 main-tenir 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


à l’air. Les jauges à vide de Bourdon conviennent mieux à l’utilisation sur le terrain que les mano-mètres 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 utili-sant un seul capteur électrique connecté à plusieurs tensiomètres au moyen d’un dispositif de commuta-tion. 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 préa-lablement 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 varia-tions de température qui provoquent une dilatation ou une rétraction thermique des différentes compo-santes 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 pres-sion atmosphérique moins la pression du capteur, le potentiel de pression du sol est égal à la lecture du capteur moins la différence de pression corres-pondant 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 mano-mètre et de la quantité d’air accumulée dans le système. De plus, le temps de réponse des tensio-mètres 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 semi-perméables 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 profon-deurs 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 résis-tance 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 exté-rieure de la matrice est découpée dans une membrane synthétique et placée dans une enve-loppe 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 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).


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 applica-tions 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 multifré-quences 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 micro-ondes 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).

Bibliographie et lectures complémentaires

Allen, R., 2000: «Using the FAO-56 dual crop coefficient method over an irrigated region as part of an evapotranspiration intercomparison study». Journal of Hydrology, Volume 229, N° 1-2, p. 27-41.

Bailey, J.O., 1990: «The potential value of remotely sensed data on the assessment of evapotranspi-ration and evaporation». Remote Sensing Reviews, Volume 4, N° 2, p. 349-377.

Bastiaanssen, W.G.M., M. Menenti, R.A. Feddes et A.A.M. Holtslag, 1998: «A remote sensing surface energy balance algorithm for land (SEBAL): Partie 1 Formulation». Journal of Hydrology, Volumes 212-213, p. 198-212.

Bouchet, R.J., 1963: Évapotranspiration réelle et poten-tielle: signification climatique. Proceedings of the International Association of Hydrological Sciences General Assembly, Committee for Evaporation, 19-31 août 1963, Berkeley, International Association of Hydrological Sciences Publication N° 62, p. 134-142.

Bouten, W., P.J.F. Swart et E. de Water, 1991: «Microwave transmission: a new tool in forest hydrological research». Journal of Hydrology, Volume 124, p. 119-130.

Bowen, I.S., 1926: «The ratio of heat losses by conduction and by evaporation from any water surface.» Physics Review, Volume 27, p. 779-787.

Brakke, T.W. et E.T. Kanemasu, 1981: «Insolation estimation from satellite measurements of reflected radiation». Remote Sensing of Environment, Volume 11, p. 157-167.

Brandes, D. et B.P. Wilcox, 2000: «Evapotranspiration and soil moisture dynamics on a semiarid ponderosa pine hillslope». Journal of the American Water Resources Association, Volume 36, N° 5, p. 965-974.

Brest, C.L. et S.N. Goward, 1987: «Deriving surface albedo measurements from narrow band satellite data». International Journal of Remote Sensing, Volume 8, p. 351-367.

Brunel, J.P., 1989: «Estimation of sensible heat flux from measurements of surface radiative temperature and air temperature at two meters: application to determine actual evaporation rate». Journal of Agricultural and Forest Meteorology, Volume 46, p. 179-191.

Brutsaert, W., 1982: Evaporation into the Atmosphere. D. Reidel Publishing, Dordrecht.

Caselles, V. et J. Delegido, 1987: «A simple model to estimate the daily value of the regional maximum evapotranspiration from satellite temperature and albedo images». International Journal of Remote Sensing, Volume 8, N° 8, p. 1151-1162.


Choudhury, B.J., 1997: «Estimating land surface evaporation using multispectral satellite and ancillary data». In: Applications of Remote Sensing in Hydrology: Proceedings of Symposium No. 17, G.W. Kite, A. Pietroniro et T. Pultz (eds), National Hydrology Research Institute, Saskatoon.

Chow, V.T. (eds), 1964: Handbook of Applied Hydrology. McGraw-Hill, New York.

de Bruin, H.A.R., B.J.J.M. van der Hurk et W. Kohsiek, 1995: The scintillation method tested over a dry vineyard area. Boundary-layer Meteorology, Volume 76, p. 25-40.

Engman, E.T. et R.J. Gurney, 1991: Remote Sensing in Hydrology. Chapman and Hall, Londres.

Organisation des Nations Unies pour l’alimentation et l’agriculture (FAO), 1998: Crop evapotranspiration – Guidelines for computing crop water requirements – FAO irrigation and drainage paper 56 (R.G. Allen, L.S. Pereira, D. Raes et M. Smith), Rome.

Garratt, J.R., 1984: «The measurement of evaporation by meteorological methods». Agricultural Water Management, Volume 8, p. 99-117.

Gautier, C., G. Diak et S. Masse, 1980: «A simple physical model to estimate incident solar radiation at the surface from GOES satellite data». Journal of Applied Meteorology, Volume 19, p. 1005-1012.

Granger, R.J., 1997: «Comparison of surface and satellite derived estimates of evapotranspiration using a feedback algorithm». In: Applications of Remote Sensing in Hydrology: Proceedings of Symposium No. 17, G.W. Kite, A. Pietroniro et T. Pultz (eds), National Hydrology Research Institute, Saskatoon, p. 71-81.

Greacen, E.L. (ed.), 1981: Soil Water Assessment by the Neutron Method. CSIRO, Special Publication, Melbourne.

Gunaji, N.N., 1965: Evaporation Reduction Investigations: Elephant Butte Reservoir. New Mexico Engineering Experimental Station, Las Cruces, New Mexico State University, Technical Report No. 25.

Gunaji, N.N., 1968: «Evaporation Investigations at Elephant Butte Reservoirs in New Mexico». International Association of Scientific Hydrology, Volume 18, p. 308-325.

Harbeck, G.E. et J.S. Meyers, 1970: «Present day evaporation measurement techniques. Proceedings of the American Society of Civil Engineers». Journal of the Hydraulics Division, Volume 96, N° HY7, p. 1381-1389.

Herschy, R.W., 1971: River Water Temperature. Water Resources Board, TN5.

Irmak, S, A. Irmak, J. Jones, T. Howell, J. Jacobs, R. Allen et G. Hoogenboom, 2003: «Predicting daily net radiation using minimum climatological data». Journal of Irrigation and Drainage Engineering, Volume 129, N° 4, p. 256-269 (http://unh.edu/erg/faculty/Jacobs/publications/predicting_daily_ net_radiation_irmak.pdf).

Itier, B. et C.H. Riou, 1982: «Une nouvelle méthode de détermination de l’évapotranspiration réelle par thermographie infrarouge». Journal de recherches atmosphériques, Volume 16, p. 113-125.

Jackson, R.D., 1985: «Estimating evapotranspiration at local and regional scales». Institute of Electrical and Electronics Engineers Transactions on Geoscience and Remote Sensing, Volume GE-73, p. 1086-1096.

Jackson, R.D., R.J. Reginato et S.B. Idso, 1977: «Wheat canopy temperature: a practical tool for evaluating water requirements». Water Resources Research, Volume 13, p. 651-656.

Kerr, Y.H., E. Assad, J.P. Freleaud, J.P. Lagourde et B. Seguin, 1987: «Estimation of evapotranspiration in the Sahelian zone by the use of Meteosat and NOAA AVHRR data». Advances in Space Research, Volume 7, N° 11, p. 161-164.

Keskin, E.M., Ö. Terzi et D. Taylan, 2004: «Fuzzy logic model approaches to daily pan evaporation estimation in western Turkey». Hydrological Sciences Journal, Volume 49, N° 6, p. 1001-1010.

Klaassen, W., F. Boseveld et E. de Water, 1998: «Water storage and evaporation as constituents of rainfall interception», Journal of Hydrology, Volumes 212-213, p. 36-50.

Klute, A. (ed.), 1986: Method of Soil Analysis. Partie 1: Physical and Mineralogical Methods, deuxième édition, American Society of Agronomy and Soil Science Society of America, Madison (Wisconsin).

Kohler, M.A., T.J. Nordenson et D.R. Baker, 1959: Evaporation Maps for the United States. United States Weather Bureau, Technical Paper 37.

Konstantinov, A.R., 1966: Evaporation in Nature. Traduit pour United States Department of Commerce and National Science Foundation par l’Israël Program for Scientific Translations, Jerusalem, disponible auprès du United States Department of Commerce, National Technical Information Service, Springfield, Virginie.

Kuzmin, P.O., 1957: «Hydrological investigation of land waters». Bulletin of the International Association of Scientific Hydrology, Volume 3, p. 468-478.

La Mer, V.K., 1963: «The case for evaporation suppression». Chemical Engineering Journal, Volume 70, p. 213.

Lundberg, A., 1993: «Evaporation of intercepted snow: review of existing and new measurement methods». Journal of Hydrology, Volume 151, p. 267-290.

Marciano, T.T. et G.E. Harbeck Jr, 1954: «Mass transfer studies». In: Water Loss Investigations, Lake Hefner Studies, Technical Report, USGS Professional Paper 269.

Monteith, J.L., 1965: «Evaporation and environ-ment». In: The State and Movement of Water in Living Organisms, Symposium of the Society for Experimental Biology, Volume 19, p. 205-234.


Morton, F.I., 1982: «Operational estimates of areal evapotranspiration and their significance to the science and practice of hydrology». Journal of Hydrology, Volume 66, p. 1-76.

Mutreja, K.N., 1986: Applied Hydrology. Tata McGraw-Hill, New Delhi.

Nieuwenhuis, G.J., E.H. Smidt et H.A.M. Thunnissen, 1985: «Estimation of regional evapotranspiration of arable crops from thermal infrared images ». International Journal of Remote Sensing, Volume 6, p. 1319-1334.

Organisation météorologique mondiale, 1966: Measurement and Estimation of Evaporation and Evapotranspiration, WMO-No. 201, Note technique N° 83, p. 102-115, Genève.

—, 1976: The CIMO International Evaporimeter Comparisons. WMO-No. 449, Genève.

—, 1983: Guide des instruments et des methodes d’observation météorologiques. Sixième édition, Partie I, chapitre 6, OMM-N° 8, Genève.

—, 1992a: Application of Satellite Technology. Annual Progress Report, SAT-10, WMO/TD-No. 569.

—, 1992b: Remote Sensing for Hydrology: Progress and Prospects (R. Kuittinen). Rapport d’hydrologie opérationnelle N° 36, WMO-No. 773, Genève.

—, 1993: Executive Council Panel of Experts on Satellites: Final Report. 9-10 mars, Genève.

Penman, H.C., 1948: Natural evapotranspiration from open water, bare soil and grass. Proceedings of the Royal Society of London, A193, p. 120-145.

Prichard, Terry L., 2003: Soil Moisture Measurement Technology. University of California, Davis (http://ucce.ucdavis.edu/files/filelibrary/40/975.pdf).

Priestley, C.M.B. et R.J. Taylor, 1972: On the assessment of surface heat flux and evaporation using large-scale parameters. Monthly Weather Review, Volume 100, N° 2, p. 81-92.

Rambal, S., B. Lacaze, H. Mazurek et G. Debussche, 1985: «Comparison of hydrologically simulated and remotely sensed actual evapotranspiration from some Mediterranean vegetation formulations». International Journal of Remote Sensing, Volume 6, N° 8, p. 1475-1481.

Riou, C., B. Itier et B. Seguin, 1988: «The influence of surface roughness on the simplified relationship

between daily evaporation and surface temperature». International Journal of Remote Sensing, Volume 9, N° 9, p. 1529-1533.

Saxton, K.E., W.J. Rawls, J.S. Romberger et R.I. Papendick, 1986: «Estimating generalized soil-water characteristics from texture». Soil Science Society of America Journal, Volume 50, N° 4, p. 1031-1036.

Schultz, G.A. et E.T. Engman, 2000: Remote Sensing in Hydrology and Water Management. Springer-Verlag, Berlin.

Seguin, B. et B. Itier, 1983: «Using midday surface temperature to estimate daily evaporation from satellite thermal IR data». International Journal of Remote Sensing, Volume 4, N° 2, p. 371-383.

Sharma, L.M., 1985: «Estimating evapotranspiration». In: Advances in Irrigation, Volume 3, D. Hillel (ed.), Academic Press, New York, p. 213-282.

Shuttleworth, W.J. et J.S. Wallace, 1985: «Evaporation from sparse crops: an energy combination theory». Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society, Volume 111, p. 839-855.

Singh, V.P., 1994: Elementary Hydrology. Prentice Hall of India, New Delhi.

Tarpley, J.D., 1979: «Estimating incident solar radiation at the surface from geostationary satellite data». Journal of Applied Meteorology, Volume 18, p. 1172-1181.

Thornthwaite, C.W. et B. Holzman, 1941: «Evaporation and transpiration». Yearbook of Agriculture, 1941, United States Department of Agriculture, Washington DC, p. 545-855.

Thunnissen, H.A.M. et G.J.A. Nieuwenhuis, 1990: «A simplified method to estimate regional 24-hr evapotranspiration from thermal infrared data». Remote Sensing of Environment, Volume 31,p. 211-225.

United States Department of Agriculture, Natural Resources Conservation Service, 1997: Soils. National Engineering Handbook 210-VI-NEH, Partie 652: «Irrigation Guide», chapitre 2.

United States Geological Survey, 1977: National Handbook of Recommended Methods for Water Data Acquisition. Reston, Virginie.

Viessman, W. Jr, G.L. Lewis, J.W. Knapp, 1989: Introduction to Hydrology. Harper and Row Publishers, Inc.

ÉVAPORATION, ÉVAPOTRANSPIRATION ET HUMIDITÉ DU SOL · 4.1 ÉVAPORATION, ÉVAPOTRANSPIRATION ET...

Documents

Transcript of ÉVAPORATION, ÉVAPOTRANSPIRATION ET HUMIDITÉ DU SOL · 4.1 ÉVAPORATION, ÉVAPOTRANSPIRATION ET...