Les processus hydrologiques au sein du bassin versant

 Le bassin versant 

Le bassin versant, est, dans l’étude du cycle de l’eau et de tous les flux associés (sédiments, énergie…), l’unité fonctionnelle fondamentale (Ambroise, 1998). De même, d’un point de vue organisationnel et administratif, il représente l’unité de base pour la gestion et la protection des ressources en eau à usage domestique ou industriel. Il est défini comme l’ensemble de la portion de territoire continental qui correspond à la totalité de l’aire de capture et de drainage des précipitations vers un cours d’eau et jusqu’à son exutoire, point de départ et d’arrivée de la ligne de partage des eaux délimitant son étendue (Ambroise, 1998 ; Musy, 2005). Cette unité peut être définie à de multiples échelles, du petit bassin versant de l’ordre du kilomètre carré jusqu’au bassin des plus grands fleuves. Cette définition permet également d’y intégrer la plupart des types de milieux rencontrés (bassins agricole, urbains ou forestiers).

C’est pourquoi depuis une quarantaine d’années la recherche a largement utilisé le concept de bassin versant pour l’étude des processus hydrologiques (Ambroise, 1999).

Des nouvelles approches, à la fois dynamiques et systémiques, ont permis de sortir l’hydrologie de bassin versant des approches descriptives et empiriques. L’emploi de nouvelles méthodes, tel que le traçage isotopique, ont permis de faire évoluer les connaissances en remettant en question les concepts hydrologiques préalablement établis (Ribolzi et al, 2000 ; McGlynn et McDonnell, 2003 ; dans Weil, 2007). Les observations, mesures, expérimentations et modélisations de petits bassins versants de recherche ont permis notamment d’identifier les principaux mécanismes en jeu dans la genèse des débits de crue et les paramètres qui les contrôlent, d’approcher leurs interactions fonctionnelles et leurs évolutions spatio-temporelles et ainsi de mieux comprendre les fonctions du bassin versant lors des périodes de crue ou d’étiage (Ambroise, 1999).

Ainsi, le bassin versant possède à la fois un rôle de stockage/déstockage de l’eau qu’il contient, et un rôle de transfert de cette eau avec son environnement. Il renferme en effet différents types de réservoirs (couvert végétal, sol, nappes, réseau hydrographique) qui permettent à l’eau, sous toutes ses phases, en fonction de l’état hydrologique initial et du forçage atmosphérique, d’être plus ou moins retenue. Cette eau peut ensuite être disponible pour être échangée avec l’environnement immédiat. A travers la couche atmosphérique tout d’abord (évapotranspiration), par des écoulements souterrains entre bassins adjacents et par ruissellement superficiel ou sub-surfacique au sein du bassin et jusqu’à son exutoire (Ambroise, 1999) .

Versants et réseau hydrographique : des fonctionnements concomitants et différenciés

La structure et la topographie des bassins versants dépendent largement de l’interaction des processus de versants et de ceux du réseau hydrographique (Tucker et Bras, 1998). A l’intérieur même des bassins, de nombreuses études se focalisent ainsi sur la relation qu’entretiennent versants et réseaux. Ces deux entités conservent en effet des fonctionnements distincts tout en maintenant des relations qui sont variables dans le temps et dans l’espace. Ces interactions sont responsables sur le long terme de l’évolution des structures topographiques des bassins et peuvent ainsi permettre de simuler l’évolution morphologique des paysages (Beaumont et al., 1992 ; Tucker et Slingerland, 1997). Une des propriétés fondamentale du paysage est en effet son degré de dissection, souvent assimilé à la densité de drainage. La transition physique entre des versants plus ou moins convexes et la vallée concave d’un bassin est largement admise comme représentant une zone de transition de processus hydrologiques dominants, dont la nature est encore débattue (Tucker et Bras, 1998).

Deux visions permettent de comprendre la transition entre versants et réseaux. La première, décrite par Gilbert (1909), pose l’hypothèse que la présence d’une vallée est liée à l’érosion provoquée par la convergence des flux hydrauliques sur une surface. Les zones de divergences ne permettant pas cette érosion, il y a formation de deux entités morphologiquement distinctes formant les versants et les vallées. Une deuxième approche est basée sur la définition de seuils hydro-morphologiques. Si plusieurs auteurs s’accordent sur le fait que la transition entre versants et réseaux hydrographiques apparait lorsqu’un seuil d’érosion hydraulique est régulièrement dépassé lors d’évènements pluvieux (Montgomery et Dietrich, 1989 ; Dietrich et al., 1992 dans Tucker et Bras, 1998), ce critère n’est cependant pas le seul à gouverner la morphologie du paysage et la densité de drainage d’un bassin (Tucker et Bras, 1998). Par exemple, des seuils contrôlant la genèse des débits (Kirkby, 1980 ; Dietrich et al., 1993), ou la stabilité des pentes (Howard, 1994) se sont révélés particulièrement pertinents dans la discrimination des versants et des vallées (Tucker et Bras, 1998).

L’imbrication des processus hydrologiques en cours sur les versants d’un bassin sont largement responsables de la genèse de ses débits, le réseau hydrographique assurant le transfert des volumes d’eau jusqu’à l’exutoire. C’est pourquoi de nombreuses études se focalisent sur ces zones versants et sur la connexion qu’elles établissent avec le réseau hydrographique du bassin (Kirkby, 2002 ; Mc Glynn et Mc Donnell, 2003 ; Di Lazzaro, 2008). Elles permettent notamment d’étudier les processus à une échelle réduite afin d’en pouvoir finement décrire les mécanismes, mais aussi de déterminer des seuils hydro-morphologiques pouvant contrôler les dynamiques hydrologiques en réponses aux précipitations. D’une échelle pertinente pour la description de ces processus hydrologiques, l’étude de la réaction des versants est aussi intéressante pour la modélisation hydrologique. De nombreux modèles ont ainsi été élaborés à partir de l’étude de versants expérimentaux instrumentalisés (Kirschner, 2006).

L’énergie au sein du bassin versant : moteur des processus hydrologiques 

Trois principales énergies permettent ainsi de contrôler les principaux processus en cours au sein d’un bassin versant.

Les écoulements d’eau, sous toutes ses phases, sont contrôlés par l’énergie gravitaire. Qu’il s’agisse de l’écoulement vertical à travers le profil du sol ou du ruissellement de surface de l’amont vers l’aval le long du versant, la force gravitaire est la seule responsable de la direction de ces écoulements. Le potentiel gravitaire dépend à la fois de la topographie de la surface du bassin (la pente du versant va augmenter le potentiel gravitaire à l’aval) et de celle des couches les plus imperméables du sous-sol (la hauteur de la couche imperméable va influer sur le potentiel gravitaire vertical). L’intensité de la force gravitaire sera constante pour une géométrie donnée (Ambroise, 1999).

Le changement de phase de l’eau, passant du bassin sous forme liquide à l’atmosphère sous forme gazeuse, est essentiellement contrôlé par l’énergie atmosphérique reçue à la surface du bassin. Elle fixe la demande évaporatoire de l’atmosphère, donc le potentiel d’évaporation de l’eau du bassin et contrôle dans le même temps l’ensemble des changements de phase de l’eau (sublimation, condensation, gel). L’intensité de l’évaporation réelle dépend ainsi fortement des conditions atmosphériques et climatiques et observera des modulations locales liées à la topographie et à l’occupation du sol. Ce potentiel évaporatoire est quantifiable par la mesure de l’évapotranspiration potentielle (ETP) qui rentre directement dans le bilan du bassin versant (Ambroise, 1999).

La capacité des sols à retenir l’eau par adsorption dans la matrice poreuse est déterminée par l’énergie de rétention hydrique. Cette force de rétention dépend essentiellement des caractéristiques de la matrice des sols, leur texture, leur structure mais aussi de l’état hydrique de leurs porosités. Cette force permet d’éviter un drainage rapide de l’eau vers le sous-sol et engendre un effet « tampon », c’est-à dire un décalage temporel entre l’infiltration des précipitations et la disponibilité de cette eau dans les différents réservoirs du bassin. Cette force de rétention est elle aussi influencée par la topographie locale et fortement dépendante des conditions hydriques initiales (Ambroise, 1999). Les intensités relatives et concomitantes de ces trois grandes énergies, dépendantes de l’état hydrique initial des sols du bassin, conditionnent le devenir des précipitations sur l’ensemble du bassin. Ainsi, sur sol saturé ou proche de la saturation, l’eau présente dans les pores les plus larges de la matrice du sol est très peu soumise à la force de rétention hydrique, donc facilement mobilisable par les deux autres forces, gravitaire et évaporatoire. En période de crue, la demande évaporatoire est quasiment nulle, la force gravitaire domine alors et un nouvel apport de précipitation peut participer à l’écoulement de crue. Lorsque l’énergie atmosphérique augmente et par conséquent la demande évaporatoire avec elle, alors la force évaporatoire va limiter l’intensité de la force gravitaire. Sur un sol sec, au contraire, l’eau résiduelle contenue dans les pores les plus fins de la matrice poreuse du sol est soumise à une force de rétention bien plus importante que les autres forces (évaporatoire et gravitaire). La rétention est la force dominante, pouvant même empêcher toute évapotranspiration, et toute nouvelle précipitation contribue à recharger la matrice du sol. Entre ces deux extrêmes, sur sol moyennement humide, la force de rétention reste supérieure à la force gravitaire mais ne permet pas de stopper l’évaporation de l’eau contenue dans les pores de taille moyenne de la matrice du sol. Dans cette situation, les forces de rétention et d’évaporation sont en concurrence et tout nouvel apport de précipitation participe ainsi à la recharge des sols et à l’évapotranspiration. Plus le sol devient humide par la suite et plus la force gravitaire prendra de l’importance, limitant les forces de rétention et d’évaporation ; à l’inverse, la force de rétention prendra le dessus sur toutes les autres forces en jeu (Ambroise, 1999) .

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Table des matières

Introduction Générale
PARTIE 1 : L’hydrologie de bassin et sa caractérisation hydro-morphologique par l’utilisation de la géomatique
Chapitre I. Les processus hydrologiques au sein du bassin versant
I.1. Le bassin versant
I.2. Versants et réseau hydrographique : des fonctionnements concomitants et différenciés
I.3. L’énergie au sein du bassin versant : moteur des processus hydrologiques
I.4. Les chemins de l’eau
I.5. Les processus identifiés au sein des bassins versants
I.5.1. Les différents processus participant à l’écoulement superficiel
I.5.1.i. Le ruissellement par dépassement de l’infiltrabilité des sols
I.5.1.i.i. Rappel sur les mécanismes de l’infiltration
I.5.1.i.ii. Le modèle de Horton (1933)
I.5.1.ii. Le ruissellement sur surface saturée
I.5.2. Les différents processus participants aux écoulements dans le sol et le sous sol
I.5.2.i. Infiltration et percolation
I.5.2.ii. Ecoulements dans les macropores
I.5.2.iii. Formation d’une nappe
I.5.2.iv. Ecoulement hypodermique (ou de subsurface)
I.5.2.v. Intumescence de nappe
I.6. Bilan de la participation des écoulements au régime de crue
I.7. Ecoulements au sein du réseau hydrographique
I.8. Les réseaux hydrographiques et la réponse hydrologique des bassins
RESUME
Chapitre II. La géomatique au service de l’étude des bassins versants
II.1. La télédétection au service de l’hydrologie
II.1.1. La télédétection
II.1.2. Le système PLEIADES et le programme d’accompagnement ORFEO
II.1.3. Le couplage télédétection/hydrologie
II.1.4. Extraction de paramètres hydrologiques par télédétection
II.1.4.i. Suivi des précipitations
II.1.4.ii. L’occupation du sol
II.1.4.iii. Humidité des sols
II.1.4.iv. Cartographie des températures de surface
II.1.4.v. Evaluation de l’évapotranspiration réelle (ETR)
II.1.5. Construction de modèle numérique de terrain à partir de couples stéréoscopiques
II.1.6. Construction de modèles numériques de terrain à partir de levé laser : le LIDAR
II.2. Les traitements de modelés surfaciques
II.2.1. Définitions et concepts généraux
II.2.1.i. La géomorphométrie numérique
II.2.1.ii. Les données d’entrée de la géomorphométrie : les modèles numériques de terrain (MNT)
II.2.1.ii.i. Les MNT raster
II.2.1.ii.ii. Les Triangulated Irregular Network : des MNT vecteur
II.2.1.ii.iii. Construction des TIN : de la sélection des points remarquables du relief à une similarité thématique de la surface à étudier
II.2.1.iii. Les paramètres morphologiques
II.2.2. Les algorithmes de drainage
II.2.2.i. Les algorithmes d’analyses morphologiques
II.2.2.ii. Les algorithmes de directions de d’écoulement
II.2.2.ii.i. Les algorithmes unidirectionnels
II.2.2.ii.ii. Les algorithmes multi-directionnels
II.2.2.iii. Les algorithmes TIN
RESUME
PARTIE 2 : Objectifs de la thèse
PARTIE 3 : Etude du drain potentiel
Chapitre III. Méthode développée pour l’analyse morphologique des bassins versants à partir de MNT TIN
III.1. Un algorithme original pour l’extraction du réseau potentiel
III.2. Format de données utilisé: le Triangulated Irregular Network (TIN)
III.3. Les prétraitements
III.3.1. Orientation des arêtes
III.3.2. Elimination des puits
III.3.3. Gestion des zones planes
III.4. Les étapes de l’algorithme NET
III.4.1. Etablissement de l’arbre de drainage
III.4.1.i. Densification du maillage
III.4.1.ii. Sélection des arêtes drainantes
III.4.2. Calcul de la surface amont drainée
III.4.3. Caractérisation morphologique
III.4.4. Le réseau de thalwegs reconnectés
III.4.4.i. Détermination des arêtes thalwegs
III.4.4.ii. Connexion des thalwegs isolés
III.5. Calcul de paramètres hydro et morphologiques
III.5.1. La pente locale
III.5.2. Indice de pente moyenne amont
III.5.3. Indice de pente moyenne aval
III.5.4. Ruptures de pente
III.5.5. Indice d’encaissement local des thalwegs
III.5.6. Orientation
III.5.1. Distance à l’exutoire
III.5.2. Classification des drains
III.5.3. Densité de drainage
Conclusion Générale

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