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1 Note de cours 2012 : Hydrologie Générale Enseignant : Moham ed Ali KOMIHA Docteur de spécialité en Génie-Civil

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    Note de cours 2012 :

    Hydrologie Gnrale

    Enseignant :

    Mohamed Ali KOMIHADocteur de spcialit en Gnie-Civil

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    Note de cours :

    Hydrologie

    Gnraleversion 2012

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    Le cycle et le bilan hydrologiques

    Les bassins versant et sesparamtres

    Les prcipitations pluviomtriques

    L'vaporation et l'interception

    L'infiltration et les coulements

    La mesure hydrologique

    Les rgimes hydrologiquesEnseignant :

    Mohamed Ali KOMIHADocteur de spcialit en Gnie-Civil

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    Partie arienne du cycle de leau

    Partie terrestre du cycle de leau

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    Hydrologie Gnrale

    hydrologie

    cycle de

    l'eau

    science de laterre

    4

    est la intresse

    Lhydrologies'intresse

    atmosphre la surface terrestre

    prcipitationstranspirationdes vgtaux

    l'vaporation de lacouche terrestre

    superficielle

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    L'hydrologiede surface

    Ruissellementles inondations

    rosion descours d'eau

    L'hydrologiesubsurface

    processusd'infiltration transport de

    polluants

    zones nonsature

    hydrologie dela zone sature

    processus depercolation

    eaux deprofondeur.

    lalimentationdes nappes

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    L'hydrologie souterraine ou hydrogologieporte sur les ressources du sous-sol, leurcaptage, leur protection et leur renouvellement.

    L'hydrologie urbaine constitue un sous-cycle de l'eau li l'activit humaine :production et distribution de l'eau potable, collecteet puration des eauxuses et

    pluviales.

    Bien que ces domaines soient intrinsquement lis les uns aux autres, il est utile dedistinguer ces diffrents aspects de l'hydrologie car les phnomnes physiques en jeudiffrent grandement entre eux, ce qui implique des chelles de temps distinctes de

    plusieurs ordres de grandeur.

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    http://fr.wikipedia.org/wiki/Captagehttp://fr.wikipedia.org/wiki/Eau_potablehttp://fr.wikipedia.org/wiki/Hydraulique_urbainehttp://fr.wikipedia.org/wiki/%C3%89puration_des_eauxhttp://fr.wikipedia.org/wiki/%C3%89puration_des_eauxhttp://fr.wikipedia.org/wiki/Hydraulique_urbainehttp://fr.wikipedia.org/wiki/Eau_potablehttp://fr.wikipedia.org/wiki/Captage
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    1. introduction

    2. gnralits

    3. dfinition et composantesdu cycle hydrologique

    4. la rpartition des eaux

    5. formule du bilan hydrique

    Chapitre 1

    Le cycle et bilan

    hydrologique

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    1.1 Introduction : La question de la disponibilit et d'accs l'eau est sans aucun doute

    un des problmes majeurs auquel devra faire face l'humanit durant le sicle venir.Aujourd'hui on estime en effet qu'un habitant sur cinq de la plante n'a pas accs l'eauen suffisance et un sur trois a une eau de qualit.

    Dans ce contexte, il peut tre utile de rappeler que "la mesure quantitative et qualitative

    des lments du cycle hydrologique et la mesure des autres caractristiques del'environnement qui influent sur l'eau constituent une base essentielle pour une gestionefficace de l'eau". De fait, la comprhension et l'analyse du cycle de l'eau est la base detoute tude et rflexion au sujet de la gestion des eaux.

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    1.2 gnralits : L'eauest la source principale et originelle de toute vie. Elle se prsente,dans la nature, sous trois tats :

    Solide : neige et glace.Liquide : eau chimiquement pure ou charge en soluts.Gazeux : diffrents degrs de pression et de saturation.

    9L'ensemble des processus de transformation et de transfert de l'eau forme le cyclehydrologique.

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    Lechangementde phase de

    l'eau

    latempratureet de la

    pression

    le degr de

    pollution del'atmosphre

    lestransformations

    de phase

    10

    Les eauxsont enconstantecirculationsur la terre

    subissent deschangements

    d'tat

    etdimportance

    modifications

    l'eau le principal agentde transport d'lments

    physiques chimiques biologiques

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    Lesmcanismes

    des

    mouvementsde l'eau dans

    la nature

    nergiethermiquesolaire

    acclrationde la

    pesanteur

    gravit

    attraction

    solaire etlunaire

    la pressionatmosphrique

    les forcesintermolculaires

    les ractionschimiques etnuclaires

    lesactivits

    biologique

    s

    les activitshumaines

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    Les mcanismes desmouvements de l'eau dans la

    nature

    nergie thermique solaire

    acclration de la pesanteurgravit

    attraction solaire et lunaire

    la pression atmosphrique

    les forces intermolculaires

    les ractions chimiques etnuclaires

    les activits biologiques

    les activits humaines 12

    L'nergie thermique du soleil produit unecirculation de l'air dans l'atmosphre, en raison

    du fait que la surface terrestre est rchauffe de

    faon ingale.La force de gravit est responsable des

    phnomnes de prcipitations, de ruissellement,

    d'infiltration et de courant de convection.

    L'attraction solaire et lunaire est l'origine desmares et des courants marins.

    Les diffrences de pression atmosphrique

    occasionnent les dplacements horizontaux de

    l'air.Les forces intermolculaires dans le sol

    provoquent les phnomnes capillaires ainsi que

    la viscosit et influencent donc la vitessed'coulement.L'eau est une des composantes de plusieurs

    ractions chimiques organiques ou inorganiques.

    Finalement, l'homme intervient directement surles processus de mouvement et de transformation

    de l'eau. Son action peut conduire une

    meilleure gestion de sa plus prcieuse ressource

    naturelle, mais elle peut aussi causer de

    nombreux problmes, notamment en perturbant

    le cycle hydrologique, tant au niveau quantitatifque qualitatif

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    1.3 Dfinition et composantes du cycle hydrologique

    1.3.1 Dfinition : Le cycle hydrologiqueest un concept qui englobe les

    phnomnes du mouvement et du renouvellement des eaux sur la terre. Cette dfinition

    implique que les mcanismes rgissant le cycle hydrologique ne surviennent pas

    seulement les uns la suite des autres, mais sont aussi concomitants. Le cyclehydrologique n'a donc ni commencement, ni fin.

    13

    Aprs lanalyse le cycle de leau, on distigue trois systmes majeurs : les ocans et lesgrandsplans deau (la source de leau), latmosphre(le livreur de leau) et le sol(lutilisateur de leau). Le bassin versantsert ainsi de support terrestre aux eaux de

    surface et aux eaux souterraines. Il sagit de la dlimitation idale pour comprendre etanalyser le cycle hydrologique et ses effets.

    http://www.rappel.qc.ca/glossaire.htmlhttp://www.rappel.qc.ca/glossaire.html
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    Partie arienne ducycle de leau

    1- vapotranspiration

    Eau restitue latmosphre par

    laction conjuguede lvaporation

    et de latranspiration des

    plantes.

    2- Condensation

    Processus parlequel la vapeurdeau se modifie

    pour atteindre un

    tat liquide ousolide. Parexemple, les

    nuages rsultentde la condensation

    de la vapeurdeau.

    3- Prcipi tati on

    Eau, sous formeliquide ou solide,

    libre par lesnuages ou dposepar lair humide

    sur le sol.

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    Partieterrestre

    du cycle

    de leau

    4- Ruissellement

    Eau prcipite scoulant la surface du sol sans sy infiltrerou svaporer. Phnomne important sur les sols mis nu.

    5- Infiltration

    Mouvement, sous leffet de la gravit, de leau travers lescouches superficielles du sol et coulement de cette eau dans

    le sol et le sous-sol. Leau infiltre peut aussi rejoindre lesnappes souterraines. Dans ce cas, on utilise le terme

    percolation.

    6- Eaux

    souterrainesEau, sous forme liquide ou solide, libre par les nuages ou

    dpose par lair humide sur le sol.

    7- Stockagedans les

    dpressions

    Eau pige dans les creux et les dpressions du sol pendantet aprs une averse. ventuellement, cette eau va svaporer,

    sinfiltrer dans le sol ou tre utilise par la vgtation.

    8-

    Interception

    Partie des prcipitations retenue et capte par a vgtationou les btiments et qui natteindra jamais la surface du sol.

    Cette eau va ventuellement svaporer. Ce phnomne

    constitue une perte au niveau hydrologique.

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    1.3.2 Les prcipi tations : Toutes les eaux mtoriques qui tombent sur la surface de la

    terre, tant sous forme liquide (bruine, pluie, averse) que sous forme solide (neige, grsil,

    grle) et les prcipitations dposes ou occultes (rose, gele blanche, givre,...). Ellessont provoques par un changement de temprature ou de pression. La vapeur d'eau de

    l'atmosphre se transforme en liquide lorsqu'elle atteint le point de rose par

    refroidissement ou augmentation de pression.

    Le dclenchement des prcipitations est favoris par la coalescence des gouttes d'eau.L'accroissement de poids leur confre une force de gravit suffisante pour vaincre les

    courants ascendants et la turbulence de l'air, et atteindre le sol. Enfin, le parcours des

    gouttes d'eau ou des flocons de neige doit tre assez court pour viter l'vaporation

    totale de la masse. Les prcipitations sont exprimes en intensit (mm/h) ou en lame

    d'eau prcipite (mm) (rapport de la quantit d'eau prcipite uniformment rpartie sur

    une surface).

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    1.3.3 L 'vaporation/l 'vapotranspirati on : Ellese dfinit comme tant le passage de la

    phase liquide la phase vapeur, il s'agit de l'vaporation physique. Les plans d'eau et la

    couverture vgtale sont les principales sources de vapeur d'eau. Le principal facteurrgissant l'vaporation est la radiation solaire.

    L'vaporationest une des composantes fondamentales du cycle hydrologique et son

    tude est essentielle pour connatre le potentiel hydrique d'une rgion ou d'un bassin

    versant.

    Le termevapotranspirationenglobe l'vaporation et la transpirationdes plantes. On

    distingue :

    l'vapotranspiration relle(ETR) : somme des quantits de vapeur d'eau vapores par

    le sol et par les plantes quand le sol est une certaine humidit et les plantes un stade

    de dveloppement physiologique et sanitaire spcifique.

    l'vapotranspiration de rfrence (ET0) (anciennement vapotranspiration potentielle) :

    quantit maximale d'eau susceptible d'tre perdue en phase vapeur, sous un climat

    donn, par un couvert vgtal continu spcifi (gazon) bien aliment en eau et pour un

    vgtal sain en pleine croissance. Elle comprend donc l'vaporation de l'eau du sol et la

    transpiration du couvert vgtal pendant le temps considr pour un terrain donn.17

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    En gnral, des analyses spcifiques d'vaporation devront tre faites pour des tudes de

    bilan et de gestion de l'eau par les plantes.

    Cependant, ces analyses approfondies sont moins ncessaires pour les tudes de projets

    d'amnagement o l'eau est plutt considre sous un aspect d'agent dynamique.

    1.3.4 L ' inf i l tration et la percolation :L'infiltrationdsigne le mouvement de l'eaupntrant dans les couches superficielles du sol et l'coulement de cette eau dans le sol

    et le sous-sol, sous l'action de la gravit et des effets de pression.La percolation

    reprsente plutt l'infiltration profonde dans le sol, en direction de la nappe phratique.

    Le taux d'infiltration est donn par la tranche ou le volume d'eau qui s'infiltre par unit

    de temps (mm/h ou m3/s). La capacit d'infiltration ou l'infiltrabilit est la tranche d'eau

    maximale qui peut s'infiltrer par unit de temps dans le sol et dans des conditions

    donnes. L'infiltration est ncessaire pour renouveler le stock d'eau du sol, alimenter les

    eaux souterraines et reconstituer les rserves aquifres. De plus, en absorbant une partie

    des eaux de prcipitation, l'infiltration peut rduire les dbits de ruissellement.

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    1.3.5 Les coulements :De par la diversit de ses formes, on ne peut plus aujourd'huiparler d'un seul type d'coulement mais bien des coulements. On peut distinguer enpremier lieu les coulements rapides des coulements souterrains plus lents. Lescoulements qui gagnent rapidement les exutoires pour constituer les crues se

    subdivisent en coulement de surface(mouvement de l'eau sur la surface du sol) etcoulement de subsurface (mouvement de l'eau dans les premiers horizons du sol).

    L'coulement souterraindsigne le mouvement de l'eau dans le sol. On peut encore

    ajouter cette distinction les coulements en canaux ou rivires qui font appel desnotions plus hydrauliques qu'hydrologiques ( l'exception des mthodes de mesurescomme nous le verrons ultrieurement).

    Il est ainsi souvent exprim en millimtre par anne hydrologique dans les tudes debilans ou encore en litres par secondes et par hectares dans le cadre de projet

    d'amnagement des terres et des eaux (drainage ou irrigation). Les coulementssouterrains et en rivire font explicitement rfrence la notion de dbit, savoir unvolume d'eau traversant une section par unit de temps [L3/T].

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    1.4 Le bilan hydrique : On peut schmatiser le phnomne continu du cycle de l'eau en

    trois phases :

    les prcipi tations,le ruissellement de surface et l 'coulementsouterrain,l 'vaporation.

    Il est intressant de noter que dans chacune des phases on retrouve respectivement un

    transport d'eau, un emmagasinement temporaire et parfois un changement d'tat. Il

    s'ensuit que l'estimation des quantits d'eau passant par chacune des tapes du cycle

    hydrologique peut se faire l'aide d'une quation appele "hydrologique" qui est le bila

    des quantits d'eau entrant et sortant d'un systme dfini dans l'espace et dans le temps.

    Le temporel introduit la notion de l'anne hydrologique. En principe, cette priode d'une

    anne est choisie en fonction des conditions climatiques. Ainsi en fonction de la situation

    mtorologique des rgions, l'anne hydrologique peut dbuter des dates diffrentes de

    celle du calendrier ordinaire. Au niveau de l'espace, il est d'usage de travailler

    l'chelle d'un bassin versant, mais il est possible de raisonner un autre niveau (zone

    administrative, entit rgionale, etc.).

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    http://echo2.epfl.ch/e-drologie/chapitres/chapitre2/chapitre2.htmlhttp://echo2.epfl.ch/e-drologie/chapitres/chapitre2/chapitre2.html
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    L'quation du bilan hydriquese fonde sur l'quation de continuit et peut

    s'exprimer comme suit, pour une priode et un bassin donns :

    (1.1)

    Avec :P : prcipitations (liquide et solide) [mm], E : vaporation (y compris vapotranspiration) [mm],

    S : ressources (accumulation) de la priode prcdente (eaux souterraines, humidit du sol, neige, glace)

    [mm], R : ruissellement de surface et coulements souterrains [mm],

    S + DS : ressources accumules la fin de la priode [mm].

    On exprime gnralement les termes du bilan hydrique en hauteur d'eau (mm par

    exemple), on parle alors de lame d'eau (prcipite, coule, vapore, stocke, etc.).

    Cette quation exprime simplement que la diffrence entre le dbit d'eau entrant et le

    dbit d'eau sortant d'un volume donn (par exemple un bassin versant) au cours d'une

    priode dtermine est gale la variation du volume d'eau emmagasine au cours de la

    dite priode. Elle peut s'crire encore sous la forme simplifie suivante :(1.2)

    Avec :

    E : vaporation [mm] ou [m3], I : volume entrant [mm] ou [m3],

    O : volume sortant [mm] ou [m3], DS : variation de stockage [mm] ou [m3].

    Si le bassin versant naturel est relativement impermable, la variation de stock sur uneriode donne eut tre considre comme nulle DS=0 . Ds lors on eut introduire le

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    Ce dficit d'coulement reprsente essentiellement les pertes dues l'vaporation. Il peu

    tre estim l'aide de mesures ou de mthodes de calcul. A titre illustratif, les formules

    de Turc et Coutagne sont les suivantes :

    Formule de Turc

    (1.4)Avec :

    D : dficit d'coulement [mm],

    P : pluie annuelle

    T : temprature moyenne annuelle [C].

    L = 300 + 25 T + 0.05 T3.

    Formule de Coutagne

    (1.5)Avec :

    D : dficit d'coulement [mm],

    P : pluie annuelle [mm],

    m= 1/(0.8 + 0.16 T) : coefficient rgional (m=0.42 pour la France).

    La connaissance du dficit d'coulement permet d'valuer le comportement du systme

    ou la fiabilit des donnes senses le dcrire, par comparaison entre les valeurs du

    dficit calcules directement et les valeurs estimes dans un bassin versant plus grand.

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    le bassin versant table des matires1.1. le cycle de l'eau1.2. dfinitions1.3. caractristiques gomtriques

    1.3.1. aire et primtre1.3.2. indice de compacit1.3.3. le rectangle quivalent1.4. caractristiques topographiques1.4.1. le relief1.4.2. les pentes

    1.5. les caractristiques du rseau hydrographique1.5.1. classification de Horton1.5.2. classification de Schumm1.5.3. rapport de confluence1.5.4. la densit de drainage1.5.5. endorisme

    1.6. le terrain1.6.1. les sols1.6.2. la couverture vgtale

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    1. Dfinition du bassin versant

    2. Comportement hydrologique

    3. Caractristiques physiqueset leurs influences surl'coulement des eaux

    4. Informations digitales etmodles numriques

    Chapitre 2

    Les bassins

    versant et ses

    paramtres

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    2.1 Dfinition du bassin versant

    Le bassin versantreprsente, en principe, l'unit gographique sur laquelle se basel'analyse du cycle hydrologique et de ses effets.

    Plus prcisment, le bassin versant qui peut tre considr comme un " systme " estune surface lmentaire hydrologiquement close, c'est--dire qu'aucun coulement n'ypntre de l'extrieur et que tous les excdents de prcipitations s'vaporent ous'coulent par une seule section l'exutoire.

    25

    Le bassin versant en une section droite d'un cours d'eau,est donc dfini comme la totalit de la surfacetopographique draine par ce cours d'eau et ses affluents l'amont de cette section. Il est entirement caractris

    par son exutoire, partir duquel nous pouvons tracer lepoint de dpart et d'arrive de la ligne de partage deseaux qui le dlimite.

    Gnralement, la ligne de partage des eaux correspond la ligne de crte. On parle alors de bassin versanttopographique.

    http://echo2.epfl.ch/e-drologie/chapitres/chapitre2/chapitre2.htmlhttp://echo2.epfl.ch/e-drologie/chapitres/chapitre2/chapitre2.html
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    Toutefois, la dlimitation topographique ncessaire la dtermination ensurface du bassin versant naturel n'est pas suffisante. Lorsqu'un sol permablerecouvre un substratum impermable, la division des eaux selon la topographie necorrespond pas toujours la ligne de partage effective des eaux souterraines. Le bassinversant est alors diffrent du bassin versant dlimit strictement par la topographie. Ilest appel dans ce cas bassin versant rel.

    26

    Cette diffrence entre bassins rel et topographique est tout particulirementimportante en rgion karstique. Lorsque l'on s'intresse au ruissellement, ladlimitation du bassin versant doit aussi tenir compte des barrires artificielles (routes,chemins de fer, etc.).

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    Il convient donc galement de dfinir, en plus des dlimitations topographiques, leslimites souterraines de ce systme. De plus, il est aussi ncessaire de tenir compte deseffets anthropiques relatifs aux eaux du systme.

    27

    2.2 Comportement hydrologique

    L'analyse du comportement hydrologique d'un bassin versant (systme hydrologique)

    s'effectue le plus souvent par le biais de l'tude de la raction hydrologique du bassinface une sollicitation (la prcipitation). Cette raction est mesure par l'observationde la quantit d'eau qui s'coule l'exutoire du systme. La reprsentation graphiquede l'volution du dbit Q en fonction du temps t constitue un hydrogrammede crue. Laraction du bassin versant peut galement tre reprsente par un limnigrammequin'est autre que la reprsentation de la hauteur d'eau mesure en fonction du temps.

    http://echo2.epfl.ch/e-drologie/chapitres/chapitre2/chapitre2.htmlhttp://echo2.epfl.ch/e-drologie/chapitres/chapitre2/chapitre2.htmlhttp://echo2.epfl.ch/e-drologie/chapitres/chapitre2/chapitre2.htmlhttp://echo2.epfl.ch/e-drologie/chapitres/chapitre2/chapitre2.html
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    La raction hydrologique d'un bassin versant une sollicitation particulire estcaractrise par sa vitesse (temps de monte tm, dfini comme le temps qui s'coule

    entre l'arrive de la crue et le maximum de l'hydrogramme) et son intensit (dbit depointe Qmax, volume maximum Vmax, etc.). Ces deux caractristiques sont fonction dutype et de l'intensit de la prcipitation qui le sollicite mais aussi d'une variablecaractrisant l'tat du bassin versant : le temps de concentrationdes eaux sur lebassin.

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    2.2.1 Le temps de concentration

    Le temps de concentrationtcdes eaux sur un bassin versant se dfinit comme le

    maximum de dure ncessaire une goutte d'eau pour parcourir le cheminhydrologique entre un point du bassin et l'exutoire de ce dernier.

    Le temps de concentration tcest compos de trois termes diffrents :

    tc= Max (( th+ tr+ ta))

    th: Temps d'humectation. Temps ncessaire l'imbibition du sol par l'eau qui tombe avant qu'elle ne ruisselle.

    tr: Temps de ruissellement ou d'coulement. Temps qui correspond la dure d'coulement de l'eau la

    surface ou dans les premiers horizons de sol jusqu' un systme de collecte (cours d'eau naturel, collecteur).

    ta: Temps d'acheminement. Temps mis par l'eau pour se dplacer dans le systme de collecte jusqu'

    l'exutoire.

    Thoriquement on estime que tcest la dure comprise entre la fin de la pluie nette et la

    fin du ruissellement. Pratiquement le temps de concentration peut tre dduit de

    mesures sur le terrain ou s'estimer l'aide de formules le plus souvent empiriques.

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    2.3. Caractristiques physiques et leurs influences sur l'coulement des eaux.

    Les caractristiques physiographiques d'un bassin versant influencent fortement sarponse hydrologique, et notamment le rgime des coulements en priode de crue ou

    d'tiage.

    Le temps de concentration tcqui, on l'a vu, caractrise en partie la vitesse et l'intensit

    de la raction du bassin versant une sollicitation des prcipitations, est influenc par

    diverses caractristiques morphologiques : en premier lieu, la taille du bassin (sa

    surface), sa forme, son lvation, sa pente et son orientation. A ces facteurs s'ajoutent

    encore le type de sol, le couvert vgtal et les caractristiques du rseau

    hydrographique.

    Ces facteurs, d'ordre purement gomtrique ou physique, s'estiment aisment partir

    de cartes adquates ou en recourant des techniques digitales et des modles

    numriques.

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    2.3.1 Les caractristiques gomtriques

    2.3.1.1 La surface : Le bassin versant tant l'aire de rception des prcipitations et

    d'alimentation des cours d'eau, les dbits vont tre en partie relis sa surface.

    La surface du bassin versant peut tre mesure par superposition d'une grille dessinesur papier transparent, par l'utilisation d'un planimtre ou, mieux, par des techniques

    de digitalisation.

    31

    2.3.1.2 La forme : La forme d'un bassin

    versant influence l'allure del'hydrogramme l'exutoire du bassinversant. Par exemple, une formeallonge favorise, pour une mmepluie, les faibles dbits de pointe de

    crue, ceci en raison des tempsd'acheminement de l'eau l'exutoireplus importants.

    En revanche, les bassins en forme d'ventail (bv1), prsentant un temps de concentration

    plus court (tc1), auront les plus forts dbits de pointe.

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    Il existe diffrents indices morphologiques permettant de caractriser le milieu, maisaussi de comparer les bassins versants entre eux. Citons titre d'exemple l'indice decompacit de Gravelius (1914) K

    G

    , dfini comme le rapport du primtre du bassin auprimtre du cercle ayant la mme surface :

    Avec :

    KGest l'indice de compacit de Gravlius, A : surface du bassin versant [km2],

    P : primtre du bassin [km].

    32

    Cet indice se dtermine partir d'une cartetopographique en mesurant le primtre dubassin versant et sa surface. Il est proche de1 pour un bassin versant de formequasiment circulaire et suprieur 1 lorsquele bassin est de forme allonge, telqu'illustr par la figure.

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    2.3.1.3 Le relief : L'influence du relief sur l'coulement se conoit aisment, car denombreux paramtres hydromtorologiques varient avec l'altitude (prcipitations,tempratures, etc.) et la morphologie du bassin. En outre, la pente influe sur la vitessed'coulement. Le relief se dtermine lui aussi au moyen d'indices ou de caractristiquessuivants :

    1. La courbe hypsomtrique

    La courbe hypsomtriquefournit une vue synthtique de la pente du bassin, donc du

    relief.Cette courbe reprsente la rpartition de la surface du bassin versant en fonctionde son altitude. Elle porte en abscisse la surface (ou le pourcentage de surface) dubassin qui se trouve au-dessus (ou au-dessous) de l'altitude reprsente en ordonne.Elle exprime ainsi la superficie du bassin ou le pourcentage de superficie, au-del d'unecertaine altitude.

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    Caractristiques des altitudes (hypsomtrie)

    En gnral, on ne s'intresse pas l'altitude moyenne mais plutt la dispersion des

    altitudes.

    L'tude statistique permet de tracer la "courbe hypsomtrique". Cette courbe donne lasurface s (en km2 ou en % de la surface totale) o les altitudes sont suprieures unecote h donne Cette courbe est tablie en planimtrant pour diffrentes altitudes lessurfaces situes au-dessus de la courbe de niveau correspondante. Cette mthode estprcise mais fastidieuse. Une autre consiste chantillonner les altitudes selon unmaillage carr. On admet alors quel'altitude au centre d'une maille est gale l'altitude moyenne de la maille.

    Bien souvent, on dfinit la "dnivele D"comme tant la diffrence de cote entreH5 % et H95 % :

    D = H5 % - H95 %

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    Ajoutons que lorsqu'on dsire caractriser des bassins versants de haute montagne, ona l'habitude de tracer des courbes hypsomtriques glaciaires, en planimtrant lessurfaces recouvertes de glace.

    Les courbes hypsomtriques demeurent un outil pratique pour comparer plusieursbassins entre eux ou les diverses sections d'un seul bassin. Elles peuvent en outre servir la dtermination de la pluie moyenne sur un bassin versant et donnent desindications quant au comportement hydrologique et hydraulique du bassin et de sonsystme de drainage.

    2. Les altitudes caractristiquesLes altitudes maximale et minimale : Elles sont obtenues directement partir decartes topographiques. L'altitude maximale reprsente le point le plus lev du bassintandis que l'altitude minimale considre le point le plus bas, gnralement l'exutoire.

    Hmaximale HminimaleCes deux donnes deviennent surtout importantes lors du dveloppement de certainesrelations faisant intervenir des variables climatologiques telles que la temprature, laprcipitation et le couvert neigeux.

    Elles dterminent l'amplitude altimtrique du bassin versant et interviennent aussidans le calcul de la pente.

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    L'altitude moyenne L'altitude moyenne se dduit directement de la courbehypsomtrique ou de la lecture d'une carte topographique. On peut la dfinir comme

    suit :

    Avec :Hmoy: altitude moyenne du bassin [m] ; Ai: aire comprise entre deux courbes de niveau [km

    2] ;hi: altitude moyenne entre deux courbes de niveau [m] ; A : superficie totale du bassin versant [km

    2].

    L'altitude moyenne est peu reprsentative de la ralit. Toutefois, elle est parfoisutilise dans l'valuation de certains paramtres hydromtorologiques ou dans lamise en uvre de modles hydrologiques.

    L'altitude mdiane L'altitude mdiane correspond l'altitude lue au point d'abscisse50% de la surface totale du bassin, sur la courbe hypsomtrique. Cette grandeur serapproche de l'altitude moyenne dans le cas o la courbe hypsomtrique du bassinconcern prsente une pente rgulire.

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    La pente moyenne du bassin versant La pente moyenne est une caractristiqueimportante qui renseigne sur la topographie du bassin. Elle est considre comme unevariable indpendante. Elle donne une bonne indication sur le temps de parcours duruissellement direct - donc sur le temps de concentration tc- et influence directement ledbit de pointe lors d'une averse.

    Plusieurs mthodes ont t dveloppes pour estimer la pente moyenne d'un bassin.Toutes se basent sur une lecture d'une carte topographique relle ou approximative.

    La mthode propose par Carlier et Leclerc (1964) consiste calculer la moyennepondre des pentes de toutes les surfaces lmentaires comprises entre deux altitudesdonnes. Une valeur approche de la pente moyenne est alors donne par la relationsuivante :

    O :

    im: pente moyenne[m/km ou0/00], L : longueur totale de courbes de niveau [km],

    D : quidistance entre deux courbes de niveau [m], A : surface du bassin versant [km2].

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    La pente moyenne L'ide premire qui vient l'esprit est de caractriser les pentes parleur valeur moyenne I pondre par les surfaces.

    Soit D l'quidistance des courbes de niveau, soit dj la largeur moyenne de la bande jcomprise entre les lignes de niveau j et j+1 et soit li la longueur moyenne de cette bande.La pente moyenne nj sur cette bande est :La surface de la bande j est : dj . lj = ajLa pente moyenne I pondre par les surfaces estdonc

    Si Lc est la longueur totale des courbes de niveau quidistantede D, la pente moyenne I a pour expression :

    L'estimation de cette expression simple est cependant laborieuse puisqu'il fautcurvimtrer toutes les courbes de niveau. Ceci explique que cet indice est peu utilis danla pratique.

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    Le calcul de la pente moyenne tout comme celui de leur exposition (orientation des

    pentes) peut-tre assez facilement automatise en se basant sur des donnes

    numriques reprsentant la topographie des bassins versants (Modle Numriqued'Altitude). Le recours ces donnes et mthodes et vivement encourag. La dernire

    section de ce chapitre est consacre aux informations digitales et aux modles

    numriques.

    L'indice de pente ip Cet indice se calcule partir du rectangle quivalent. Il est gal la somme des racines carres des pentes moyennes de chacun des lments pondrs

    par la surface intresse, soit :

    o :

    ip: indice de pente [%], L: longueur du rectangle [m], d/xi: pente moyenne d'un lment [%]xi: distance qui spare deux courbes sur la rectangle [m] (la largeur du rectangle tant constante, cette distance est gale au

    facteur de pondration), d: distance entre 2 courbes de niveau successives (peut tre variable) [m],

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    Indice de pente de Roche Ip: M. ROCHE a propos un indice de pente plus facile calculer que le prcdent : Ipest la moyenne de la racine carre des pentes mesures surle rectangle quivalent, et pondre par les surfaces.

    La pente moyenne i sur la bande j est :La surface de cette bande est : aj = lj xj d'o l'expression :

    En posant j le pourcentage de la surfacetotale se trouvant entre hj+1et hj:

    L'estimation de Ip est plus simple que celle de I puisque l'on travaille sur le rectanglequivalent. Par ailleurs, la valeur de I est peu affecte par le choix de D (une dizaine declasses suffit pour bien estimer Ip).

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    Indice de pente globale Ig : L'indice de Roche tant cependant trop long valuer pourdes tudes rapides, on a propos un indice encore plus simple : la pente globale...

    D tant la dnivele h5 % - h95 %, dfinie sur la courbe hypsomtrique ou mmedirectement loeil sur la carte topographique ; L tant la longueur du rectanglequivalent.

    Cet indice, trs facile calculer, est des plus utiliss. Il sert de base une desclassifications O.R.S.T.O.M. pour des bassins versants dont la surface est des l'ordre de25 km2:

    Par ailleurs, cet indice simple est troitement corrl avec l'indice de pente de Roche (Ig= 0,8 Ip2), avec un coefficient de corrlation de l'ordre de 0,99.

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    Dnivele spcifique Ds La dnivele spcifique Ds ne prsente pas cet inconvnient :elle drive de la pente globale Ig en la corrigeant de l'effet de surface admis tant

    inversement proportionnel A :

    La dnivele spcifique ne dpend donc que de l'hypsomtrie (D = H5% - H95 %) et de laforme du bassin (l/L).

    Elle donne lieu une deuxime classification de l'O.R.S.T.O.M., indpendante dessurfaces des bassins :

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    La notion de rectangle quivalent La notion de rectangle quivalent ou rectangle deGravelius (1963), permet de comparer facilement des bassins versants entre eux, en cequi concerne l'influence de leurs caractristiques sur l'coulement.

    Le bassin versant rectangulaire rsulte d'une transformation gomtrique du bassin reldans laquelle on conserve la mme superficie, le mme primtre (ou le mmecoefficient de compacit) et donc par consquent la mme rpartition hypsomtrique.

    43

    - la "longueur du plus long thalweg" (lt). Cette caractristiquen'amne gure de remarques si ce n'est que dans la plupart des cas,on admet qu'il faut poursuivre le thalweg indiqu sur les cartestopographiques, vers l'amont jusqu' la limite du bassin. De mme, sile cours aval prsente des mandres, on curvimtre en gnral tous

    les mandres.- la distance de l'exutoire au centre de gravit du bassin (lg). Ceci

    parat tre une bonne caractristique de longueur mais elle ncessitel'valuation de la position du centre de gravit du bassin ;-la "plus grande longueur entre deux points de la frontire" (L). Onutilise cette caractristique surtout en association avec la "plusgrande largeur" (l) perpendiculaire la plus grande longueur.

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    Les courbes de niveau deviennent des droites parallles aux petits cts du rectangle. Laclimatologie, la rpartition des sols, la couverture vgtale et la densit de drainagerestent inchanges entre les courbes de niveau.

    Si L et l reprsentent respectivement la longueur et la largeur du rectangle quivalent, etle primtre du rectangle quivalent vaut : P=2(L+l ); la surface : A=L*l le coefficient decompacit :

    En combinant ces trois relations, on obtient :

    Le trac des droites de niveau du rectangle quivalent dcoule directement de larpartition hypsomtrique cumule.

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    "Reliefs ratios : Les Anglo-Saxons utilisent d'autres indices de pente IAS que nous neciterons que pour mmoire :

    Hirarchisation du rseau : Pour chiffrer la ramification du rseau, chaque cours d'eaureoit un numro fonction de son importance.

    Cette numrotation, appele ordre du cours d'eau, diffre selon les auteurs. Parmi toutes ces classifications,nous adopterons celle de Strahler :- tout cours d'eau n'ayant pas d'affluent est dit d'ordre 1 ,- au confluent de deux cours d'eau de mme ordre n, le cours d'eau rsultant est d'ordre n + 1 ,-un cours d'eau recevant un affluent d'ordre-infrieur garde son ordre, ce qui se rsume par :

    n + n = n + 1 et n + m = max (n,m)

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    2.3.2 Le rseau hydrographique

    Le rseau hydrographiquese dfinit comme l'ensemble des cours d'eau naturels ou

    artificiels, permanents ou temporaires, qui participent l'coulement. Le rseauhydrographique est sans doute une des caractristiques les plus importantes du bassin. Lerseau hydrographique peut prendre une multitude de formes. La diffrenciation du rseauhydrographique d'un bassin est due quatre facteurs principaux :

    - La gologie.

    -Le climat- La pente du terrain.- La prsence humaine:

    La gologie: par sa plus ou moins grande sensibilit l'rosion, la nature du substratum

    influence la forme du rseau hydrographique. Le rseau de drainage n'est habituellementpas le mme dans une rgion o prdominent les roches sdimentaires, par comparaison des roches ignes (i.e. des "roches de feu" dnommes ainsi car ces roches proviennent durefroidissement du magma). La structure de la roche, sa forme, les failles, les plissements,

    forcent le courant changer de direction.

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    Le climat : le rseau hydrographique est dense dans les rgions montagneuses trshumides et tend disparatre dans les rgions dsertiques.

    La pente du terrain, dtermine si les cours d'eau sont en phase rosive ousdimentaire. Dans les zones plus leves, les cours d'eau participent souvent l'rosion de la roche sur laquelle ils s'coulent. Au contraire, en plaine, les cours d'eaus'coulent sur un lit o la sdimentation prdomine.

    La prsence humaine: le drainage des terres agricoles, la construction de barrages,l'endiguement, la protection des berges et la correction des cours d'eau modifientcontinuellement le trac originel du rseau hydrographique.

    Afin de caractriser le rseau hydrographique, il est souvent utile de reporter son trac

    en plan sur une carte une chelle adquate. L'utilisation de photographiesanalogiques ou numriques est utile cette identification. Divers paramtresdescriptifs sont utiliss pour dfinir le rseau hydrographique.

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    2.3.2.1 La topologie : structure du rseau et ordre des cours d'eau

    Par topologie, on entend l'tude des proprits gomtriques se conservant aprsdformations continues. Par extension, la topologie tudie les notions de voisinage et

    de limite. Applique l'hydrologie, la topologie s'avre utile dans la description durseau hydrographique notamment en proposant une classification de ceux-ci. A titred'exemple, on trouve les types dendritique, en treillis, en parallle, rectangulaire, mandre, anastomos, centripte, etc.

    La classification est facilite par un systme de numrotation des tronons de coursd'eau (rivire principale et affluents). L'ordre des cours d'eau est donc une classificationqui reflte la ramification du cours d'eau. La codification des cours d'eau est galementutilise pour la codification des stations de mesures, permettant ainsi un traitementautomatis des donnes. Il existe plusieurs types de classifications des tronons des

    cours d'eau, dont la classification de Strahler (1957) qui est la plus utilise.

    Cette classification permet de dcrire sans ambigut le dveloppement du rseau dedrainage d'un bassin de l'amont vers l'aval. Elle se base sur les rgles suivantes :

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    Un bassin versant a l'ordre du plus lev de ses cours d'eau, soit l'ordre du cours d'eauprincipal l'exutoire. Il existe d'autres classifications de ce type comme celle de Horton(1945) qui est parfois utilise dans le mme but.

    49

    Tout cours d'eau dpourvu de tributaires est d'ordreun.

    Le cours d'eau form par la confluence de deuxcours d'eau d'ordre diffrent prend l'ordre du pluslev des deux.

    Le cours d'eau form par la confluence de deuxcours d'eau du mme ordre est augment de un.

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    2.3.2.2 Les longueurs et les pentes caractristiques du rseau

    Les longueurs caractristiques : Un bassin versant se caractrise principalement par lesdeux longueurs suivantes, illustres sur la figure ci-dessous.

    50

    La longueur d'un bassin versant (LCA) est la distance curviligne mesure lelong du cours d'eau principal depuis l'exutoire jusqu' un point

    reprsentant la projection du centre de gravit du bassin sur un plan

    (Snyder, 1938).

    La longueur du cours d'eau principal (L) est la distance curviligne depuis

    l'exutoire jusqu' la ligne de partage des eaux, en suivant toujours le

    segment d'ordre le plus lev lorsqu'il y a un embranchement et par

    extension du dernier jusqu' la limite topographique du bassin versant. Si

    les deux segments l'embranchement sont de mme ordre, on suit celui

    qui draine la plus grande surface.

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    La pente moyenne d'un cours d'eau : La pente moyenne du cours d'eau dtermine lavitesse avec laquelle l'eau se rend l'exutoire du bassin donc le temps de concentration.

    Cette variable influence donc le dbit maximal observ. Une pente abrupte favorise etacclre l'coulement superficiel, tandis qu'une pente douce ou nulle donne l'eau letemps de s'infiltrer, entirement ou en partie, dans le sol.

    Le calcul des pentes moyennes et partielles de cours d'eau s'effectue partir du profillongitudinal du cours d'eau principal et de ses affluents. La mthode la plus

    frquemment utilise pour calculer la pente longitudinale du cours d'eau consiste diviser la diffrence d'altitude entre les points extrmes du profil par la longueur totaledu cours d'eau.

    O :

    Pmoy : pente moyenne du cours d'eau [m/km] ; L : longueur du cours d'eau principal [km].DHmax : dnivellation maximale de la rivire [m] (diffrence d'altitude entre le point le plus loign et

    l'missaire) ;

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    Courbe aire-distance :A partir de donnes sur un bon nombre de bassins versants

    (Hack, 1957), une relation a pu tre tablie entre la longueur L [km] de la rivire et l'aireA [km2] du bassin versant :

    On peut aussi dfinir la courbe aire-distance, qui met en relation la longueur moyenne

    des cours d'eau d'ordre u donn et l'aire tributaire moyenne des cours d'eau du mmeordre u, et ceci ordre par ordre.

    Cette courbe permet de visualiser la rpartition des superficies du bassin par rapport l'exutoire ou par rapport au point de mesure du dbit.

    Cette rpartition affecte en effet la concentration du ruissellement et donc influence larponse hydrologique du bassin versant.

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    2.3.2.3 Le Degr de dveloppement du rseau

    La densit de drainage La densit de drainage, introduite par Horton, est la longueurtotale du rseau hydrographique par unit de surface du bassin versant :

    Avec :

    Dd: densit de drainage [km/km2] ; Li: longueur de cours d'eau [km] ;

    A : surface du bassin versant [km2].

    La densit de drainage dpend de la gologie (structure et lithologie) descaractristiques topographiques du bassin versant et, dans une certaine mesure, desconditions climatologiques et anthropiques.En pratique, les valeurs de densit dedrainage varient de 3 4 pour des rgions o l'coulement n'a atteint qu'undveloppement trs limit et se trouve centralis ; elles dpassent 1000 pour certaineszones o l'coulement est trs ramifi avec peu d'infiltration.

    Selon Schumm, la valeur inverse de la densit de drainage, C=1/Dd, s'appelle constante de stabilit du cours d'eau . Physiquement, elle reprsente la surface dubassin ncessaire pour maintenir des conditions hydrologiques stables dans un vecteur

    hydrographique unitaire (section du rseau).

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    La densit hydrographique : La densit hydrographique reprsente le nombre de canau

    d'coulement par unit de surface. O :

    F : densit hydrographique [km-2] ; Ni: nombre de cours d'eau ; A : superficie du bassin [km2].

    Il existe une relation assez stable entre la densit de drainage Ddet la densit

    hydrographique F, de la forme :

    O a est un coefficient d'ajustement.

    En somme, les rgions haute densit de drainage et haute densit hydrographique

    (deux facteurs allant souvent de pair) prsentent en gnral une roche mreimpermable, un couvert vgtal restreint et un relief montagneux. L'oppos, c.--d.

    faible densit de drainage et faible densit hydrographique, se rencontre en rgion substratum trs permable, couvert vgtal important et relief peu accentu.

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    Le rapport de confluence : Sur la base de la classification des cours d'eau, Horton(1932) et Schumm (1956) ont tabli diffrentes lois :

    Loi des nombres : Loi des longueurs : Loi des aires :

    RB: rapport de confluence des cours d'eau ("bifurcation ratio") ; RL: rapport des longueurs des cours d'eau ;

    u : ordre d'un cours d'eau u varie entre 1 et w (w est l'ordre du cours d'eau principal, classification selon Strahler) ;

    Nu: nombre des cours d'eau d'ordre u ; RA: rapport des aires des cours d'eau ;

    Nu+1

    : nombre des cours d'eau d'ordre suivant ;

    Lu: longueur moyenne des cours d'eau d'ordre u ; Au: aire tributaire moyenne des cours d'eau d'ordre u.

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    2.3.3 Les caractristiques agro-pdo-gologiques

    2.3.3.1 La couverture du sol

    La fort, par exemple, intercepte une partie de l'averse par sa frondaison. Elle exerce uneaction limitatrice importante sur le ruissellement superficiel. La fort rgularise le dbit descours d'eau et amortit les crues de faibles et moyennes amplitudes. Par contre, son actionsur les dbits extrmes causs par des crues catastrophiques est rduite.

    A l'inverse, le sol nu, de faible capacit de rtention favorise un ruissellement trs rapide.L'rosion de la terre va gnralement de paire avec l'absence de couverture vgtale.

    Etant donn l'importance du rle jou par la fort, on traduit parfois sa prsence par unindice de couverture forestire K :

    On peut calculer ce type d'indice avec d'autres couvertures vgtales telle que les cultures.

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    Les surfaces urbanises : Les surfaces impermables jouent un trs grand rle en

    hydrologie urbaine. Elles augmentent l'coulement de surface, rduisent les infiltrationset la recharge des nappes, et diminuent le temps de concentration. On calcule souventun taux d'impermabilit qui est le rapport entre les surfaces impermables et la surfacetotale.

    Le coefficient de ruissellement : Pour caractriser la capacit d'un bassin versant ruisseler un indice est trs souvent utilis en hydrologie de surface : le coefficient deruissellement (Cr). Son calcul et son emploi sont simples, mais notons qu'il peut conduire commettre de grossires erreurs. Ce coefficient est dfini comme suit :

    Ce coefficient est fortement influenc par la couverture du sol comme le montre letableau suivant dans lequel les quelques valeurs de ce coefficient issues des normessuisses SNV sont prsentes.

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    Ces valeurs refltent la capacit des sols ruisseler en fonction uniquement de la

    couverture du sol. On remarque notamment le trs fort taux du coefficient deruissellement donn pour les routes et toitures. Comme on l'a vu, cela s'explique par lefait que ces surfaces sont pratiquement impermables.

    2.3.3.2 La nature du sol

    La nature du sol intervient sur la rapidit de monte des crues et sur leur volume.Eneffet, le taux d'infiltration, le taux d'humidit, la capacit de rtention, les pertesinitiales, le coefficient de ruissellement (Cr) sont fonction du type de sol et de son

    paisseur.

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    2.3.3.2 La nature du sol

    La nature du sol intervient sur la rapidit de monte des crues et sur leur volume.Eneffet, le taux d'infiltration, le taux d'humidit, la capacit de rtention, les pertesinitiales, le coefficient de ruissellement (Cr) sont fonction du type de sol et de sonpaisseur.

    Pour tudier ce type de ractions, on peut comparer le coefficient de ruissellement surdiffrentes natures de sol (intrt d'une carte pdologique dtaille dans les tudes de

    prdtermination des crues).

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    La littrature fournit des valeurs du coefficient deruissellement pour chaque type de sol et, trssouvent, en rapport avec d'autres facteurs tels que

    la couverture vgtale, la pente du terrain oul'utilisation du sol.

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    Chapitre 3

    Les bassins

    versant et ses

    paramtres

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    Sous toutes ses formes, mtorique, superficielle ou souterraine, leau constitue unecause premire des dgradations diverses rencontres sur une route.

    Les problmes lis surgissent en tout point : traverse de grandes rivires,franchissement de petits cours deau, coulement des eaux pluviales, passage sur zonesinondables. Ils surviennent tout moment : en cours dtude, pendant la ralisation,aprs clture des chantiers.

    Ces problmes paraissent dlicats parce que difficilement quantifiables, rbarbatifsparce que difficilement prvisibles. Cest pourquoi les solutions ces problmes relventparfois dune dcision arbitraire, souvent dune approche intuitive.

    Mais surdimensionns, les ouvrages hydrauliques seront inutilement coteux ;

    sousdimensionns, ils entraneront rparations multiples, interruptions frquentes dutrafic, tout aussi prjudiciables. Pour ces diverses raisons, des tudes soigneuses audpart, dun cot en ralit minime compar aux investissements initiaux ou auxdommages ultrieurs, se rvleront payantes en dfinitive, en regard des ennuismultiples prvisibles.

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    Cest dans le but de prsenter les tudes et les mthodes utilises en Tunisie en matiredassainissement et leurs dpendances que ce document a t labor.

    Le dimensionnement des ouvrages de conservation des eaux et des sols est bas surltude hydrologique, les apports liquides et solides et les conditions de remplissage de

    la retenue, dont le volume utile est fonction de lapport moyen annuel.

    Ltude des crue permet la dtermination des dbits pour une priode de retour Tdonne et par la suite le dimensionnement des ouvrages de retenue.

    Pour effectuer ltude hydrologique, il est indispensable de dterminer les

    caractristiques du bassin versant, la pluviomtrie et son intensit qui seront utilise pourlestimation des apports solide et du dbit de crue.

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    * mthode de TURAZZA

    On calculera ensuite le temps de concentration du bassin laide de la formule de

    VENTURA.

    On dtermine lintensit maximale i de la pluie en utilisant les graphiques IDF, on porteren abscisse le temps de concentration Tc (en heure) que lon aura trouv par la formule

    de VENTURA et on dterminera pour la priode de retour dsirs lintensit i en mm/h.

    On dtermine ensuite le dbit maximum du bassin versant de superficie < 25 km2et poula priode de retour considr en appliquant la formule de TURAZZA :

    avec :

    kr: coefficient de ruissellement pris gal :

    0,60 pour les priodes de retour de 10 et 20 ans,

    0,70 pour les priodes de retour de 50 et 100 ans,

    S : superficie du bassin versant en km2, i : intensit de pluie en mm/h.

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    * mthode de PASSINI

    On suivra une mthode comparable celle utilise dans le cas des bassins de superficie25 km2avec les diffrences suivantes Bassin versant de superficie comprise entre 25 et

    100 km2. Le temps de concentration est dtermin par la formule de PASSINI :

    S : Superficie du bassin versant en km2, l : Longueur de loued en km,

    I: Pente du thalweg principale en cm/m, tc : exprim en heures.

    Le dbit maximum sera donn par la formule rationnelle :

    avecka : coefficient dabattement fonction de la superficie du bassin versant :

    Kr : coefficient de ruissellement fonction de la priode de retour, de lindice de pente et du type de vgtation.

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    Lindice de vgtation sera apprci de la faon suivante :

    1- si plus de 50% de la surface du bassin versant est couverte de vgtation ou dechamps cultivs

    2- si 30 50% de la surface est couverte de vgtation

    3- si moins de 30% de la surface est couverte de vgtation

    On notera enfin que les valeurs du coefficient de ruissellement donnes par le tableauprcdent sont valables pour des priodes de rcurrence de 5 20 ans hypothses lesplus courantes pour ces calculs de dbits de bassins infrieurs 25 km2. Si danscertains cas particuliers, on souhaitait dimensionner ces ouvrages par priodes de

    rcurrences plus leves (50 100 ans) il conviendrait de majorer toutes les valeurstrouves de 10 %.

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    * mthode de GRAVELINSPour des bassins versants de superficie comprise entre 100 et 250 km2,le temps de

    concentration tc est remplac par la notion de temps de base tbqui est gale K.tc o kest un coefficient qui tient compte de la forme du rseau hydraulique.

    On calculera tc par la formule de PASSINI et on prendra pour k les valeurs suivantes:k=3 pour les bassins dont le coefficient de compacit est < 1,5,

    k=4 pour les bassins dont le coefficient de compacit est > 1,5.

    le coefficient de compacit (de GRAVELINS) tant donn par la formule :avec

    P : Primtre du bassin versant en km, S : Superficie du bassin versant en km2

    On opre ensuite, pour dterminer le dbit maximum du bassin versant, de la mme manire que celle dcrite

    au paragraphe 4.3 en remplaant le temps de concentration par le temps de base trouv.

    * Formule de MYER

    Elle consiste calculer le dbit max QTpour une priode de retour T par lexpression:Q=C .S avec

    C : appelcote MYERdu bassinS : Superficie du bassin versant en km2

    (m

    3

    /s): un paramtre dpendant des conditions locales, de la topographie, du rseau de drainage, des caractristiques mtorologiques dubassin. Entre 0,4 et 0,8 suivant les rgions, gnralement = 0,5. 72

    * Formule de francou Radier

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    Crue Normale Importante Exceptionnelle

    K 3,2 3,6 4,1 4,7

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    T ans 10 20 50 100

    K 3,68 3,85 4,06 4,20

    K = 2 pour un rgime calme et rgulier

    K = 3,25 classe de pluviomtrie 50 - 100 mmK = 3,8 classe de pluviomtrie 100 - 150 mm Centre et Sud tunisien (Gabs, Gaf sa)K = 4,2 classe de pluviomtrie 150 - 200 mmK = 6 pour des crues record dans le monde

    A dfaut de prcision, on peut prendre les estimations suivantes:

    On prend K = 4 pour un dbit centennal, par exemple pour les rgions du nord, lesvaleurs ont tproposes:

    * Formule de francou- RadierElle consiste calculer le dbit max QTpour une priode de retour T pour des bassinsversants de superficie comprise entre 50 et 120 km2, par lexpression:

    avec Q0=106m3/s S0= 10

    8km2 S : Superficie du bassin versant en km2

    et K variant de 2 6

    * Mthode ORSTOM ou dAuvray-RodierCette mthode est base sur l'exploitation de 90 bassins exprimentaux

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    en Afrique Subsaharienne de surfaces comprises entre 2 et 200 km.Lestimation des dbits suppose que la crue dcennale est provoque par une averse dehauteur dcennale prsentant des caractristiques de rpartition spatiale et temporelle

    correspondant des situations mdianes et rencontrant des conditions du solcorrespondant galement des situations moyennes.

    Partant du principe de l'hydrogramme unitaire, la mthode s'appuie sur la relation :o

    H24: averse dcennale ponctuelle de dure gale 24 heures en mm

    Ka: coefficient d'abattement, fonction de la surface du bassin Kr: coefficient de ruissellement fonction des caractristiques du bassin S: surface du bassin en km

    tb: temps de base ou temps de ruissellement compris entre le dbut et la fin duruissellement.K : coefficient qui dpend de la forme de l'hydrogramme surtout en fonction desfacteurs gomtriques, et en fonctionde la couverture vgtale.

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    * Formule de FULLERDaprs FULLER, on a la relation suivante entre le dbit maximum Q

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    pquon a des chances de rencontrer une fois au cours de T annes, le

    dbit moyen journalier q des crues qui correspondent T =1 et la surface A du BV enmiles carrs :

    Q/q = 1,0 pour T = 1 ans1,8 pour T = 10 ans2,6 pour T = 100 ans3,4 pour T = 1000 ans

    Cette formule ne donne que dordres de grandeur grossiers car le coefficientmultiplicateur de log10T dpend beaucoup de lhydrologie du bassin (0,5 1,7 danscertaines zones)

    * Mthode R . KALLEL (1977)

    Un inventaire des dbits spcifiques maximums a fait apparatre une rgionalisation de

    ces dbits. Lauteur, en partant de cette constatation et en utilisant les rsultats destudes frquentielles a pu tracer des courbes rgionales donnant le dbit spcifiquedune frquence donne en fonction de la surface du bassin. De ces courbes, il a tir desformules rgionales du type :avec :

    q = Dbit spcifique, en m3

    /s/km2

    S = superficie du bassin versant, en km2

    T = Priode de retour q ,, , constantes rgionales

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    Les valeurs de ces rapports RT Qpar rgion et en fonction de la priode

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    pp T,Q p g f pde retour sont prsentes dans le tableau suivant:

    -Zone 1: lIchkeul, lextrme nord et les affluents rive gauche de la Mejerdah.- Zone 2: la Mejerdah avec ses affluents rive droite, le cap bon, le Zroud Khanguet

    Zazia.

    - Zone 3: le Mliane, le Merguellil, la branche nord du Zroud.- Zone 4: le sahel et Sfax- Zone 5: le sud.

    Le dbit de pointe de priode de retour T est donc:Avec:

    S: surface en km2K est tel que avec:P: pluviomtrie moyenne sur le bassin en m,

    h: diffrence d'altitude entre la mdiane et l'exutoire du bassin versant en m,

    L: longueur de l'Oued depuis l'exutoire jusqu'au point le plus loign en km,K : indice de com acit.77

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    * Mthode SPEED

    La mthode SPEED a t dfinie et applique dans le cadre du projet national deprotection contre les inondations. Elle se base sur la formule suivante :

    QT: dbit de pointe de crue de priode de retour T, en m3/s,

    PT: Pluie journalire de priode de retour T (en mm),

    P0: Seuil de ruissellement en mm,S : Superficie du bassin versant tudi en km2.

    La mthode SPEED ne tient pas compte des caractristiques morphologiques : pente etcompacit des bassins versants ; sont utilisation pour des B.V de trs petite taille oureprsentant une morphologie particulire (pente trs faible) devrait tre effectue

    avec prudence.

    Cette formule ne peut tre utilise que dans la zone ayant fait lobjet de ltude du projetnational de protection contre les inondations et par utilisation des cartes de pluies bli d l d d h d