Télédétection et ressources en eau/Remote sensing and water resources
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FIGURE 5
Schéma d’écoulement en nappe (d’après Kibler et Woolhiser, 1972)
de friction, relie les variables de vitesse, d’épaisseur de nappe et de débit afin de traduire la
résistance du sol à l’écoulement. Ce coefficient, variable avec la texture superficielle des sols, la
strate herbacée ou encore l’intensité de la pluie, dépend également du nombre de Reynolds; il peut
par conséquent varier sur plus de deux ordres de grandeur le long d’un versant (Dunne, 1978). La
pratique cependant conduit à en estimer une valeur « moyenne » par bassin par le calage du
modèle.
Mais peut-on envisager de spatialiser ce paramètre de friction alors que de véritables
écoulements en nappe n’ont, semble-t-il, été observés que sur des versants à la fois lisses et courts
(Planchon, 1991) ? L’eau, d’une part, tend par nature à converger; à l’instar d’une goutte d’eau
bombée sur un plan horizontal, les écoulements se concentrent pour minimiser leur surface de
contact avec le sol. D’autre part, la microtopographie et la végétation de certains versants forcent
les écoulements à prendre des chemins plus ou moins tortueux, dont les contours s’accentuent
ensuite au fil des crues. Une épaisseur moyenne de « nappe » de l’ordre de quelques millimètres
n’est souvent plus alors qu’une abstraction utile pour estimer le flux agrégé d’un ensemble de
petites rigoles se concentrant elles-mêmes jusqu’au ruisseau (Emmet, 1970).
Concernant les écoulements dans le sol, le phénomène de la macroporosité semble tout
d’abord trop mal connu pour pouvoir être intégré dans un modèle physique. De plus, rien ne
justifie théoriquement que l’on puisse appliquer les équations de Richards (1931), qui sont
hautement non linéaires et ont été établies pour des milieux homogènes simples, à l'échelle d'une
maille élémentaire de l’ordre de quelques centaines de m², par conséquent fortement hétérogène.
Ce faisant néanmoins, les paramètres intervenant dans ces équations deviennent effectifs, car ils
sont censés intégrer le changement d’échelle qui s’opère. Ils ne sont alors plus mesurables comme
tout paramètre d’un modèle typiquement conceptuel (Beven, 1989).
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Schéma d’écoulement en nappe (d’après Kibler et Woolhiser, 1972)
de friction, relie les variables de vitesse, d’épaisseur de nappe et de débit afin de traduire la
résistance du sol à l’écoulement. Ce coefficient, variable avec la texture superficielle des sols, la
strate herbacée ou encore l’intensité de la pluie, dépend également du nombre de Reynolds; il peut
par conséquent varier sur plus de deux ordres de grandeur le long d’un versant (Dunne, 1978). La
pratique cependant conduit à en estimer une valeur « moyenne » par bassin par le calage du
modèle.
Mais peut-on envisager de spatialiser ce paramètre de friction alors que de véritables
écoulements en nappe n’ont, semble-t-il, été observés que sur des versants à la fois lisses et courts
(Planchon, 1991) ? L’eau, d’une part, tend par nature à converger; à l’instar d’une goutte d’eau
bombée sur un plan horizontal, les écoulements se concentrent pour minimiser leur surface de
contact avec le sol. D’autre part, la microtopographie et la végétation de certains versants forcent
les écoulements à prendre des chemins plus ou moins tortueux, dont les contours s’accentuent
ensuite au fil des crues. Une épaisseur moyenne de « nappe » de l’ordre de quelques millimètres
n’est souvent plus alors qu’une abstraction utile pour estimer le flux agrégé d’un ensemble de
petites rigoles se concentrant elles-mêmes jusqu’au ruisseau (Emmet, 1970).
Concernant les écoulements dans le sol, le phénomène de la macroporosité semble tout
d’abord trop mal connu pour pouvoir être intégré dans un modèle physique. De plus, rien ne
justifie théoriquement que l’on puisse appliquer les équations de Richards (1931), qui sont
hautement non linéaires et ont été établies pour des milieux homogènes simples, à l'échelle d'une
maille élémentaire de l’ordre de quelques centaines de m², par conséquent fortement hétérogène.
Ce faisant néanmoins, les paramètres intervenant dans ces équations deviennent effectifs, car ils
sont censés intégrer le changement d’échelle qui s’opère. Ils ne sont alors plus mesurables comme
tout paramètre d’un modèle typiquement conceptuel (Beven, 1989).