Télédétection et ressources en eau/Remote sensing and water resources
409
sol et occupation du sol, respectivement. L’homogénéité apparente de la couverture pédologique
explique, en partie, la faible précision enregistrée. Cependant, de faibles différences texturales
entraînent des comportements très contrastés en terme d’encroûtement de surface et de régime
d’infiltration (Casenave et Valentin 1989).
Sur la carte topographique numérisée les courbes isohypses sont distantes de cinq mètres
d’altitude. Cette précision est, a priori, trop faible compte tenu du pas de discrétisation choisi (30
x 30 mètres) et du dénivelé moyen du terrain, compris entre les côtes + 5 et + 45 mètres. De ce
fait, un certain nombre de points supplémentaires ont été ajoutés afin de faciliter les interpolations
du modèle numérique de terrain.
Les données hydrologiques, issues des enregistrements effectués entre 1983 et 1988, se
composent de 24 couples pluie/écoulement correspondant à des événements pluvieux supérieurs à
35 mm. La pluie est considérée comme uniforme sur l’ensemble du bassin versant, le
pluviographe utilisé est situé au centre de la zone d’étude. Les pas de temps de dépouillement sont
de cinq minutes pour les pluies et les écoulements, les échelles de temps ont été synchronisées.
Les hyétogrammes et hydrogrammes sont tous monomodaux. Les crues sont caractérisées par des
temps de montée brefs et une traîne réduite (figure 2). Cela correspond à un fonctionnement
hydrologique relativement simple, sans intervention de la nappe phréatique et en l’absence
d’inféroflux. L’ensemble de l’écoulement correspond au ruissellement de surface, selon un
schéma hortonien classique. En l’absence d’écoulement de base, le module hydrogéologique de
ANSWERS n’a pas été utilisé. De même, l’absence de données expérimentales fiables nous a
contraints à négliger les informations relatives à l’érosion.
Les paramètres liés au sol
La réserve hydrique du sol est caractérisée par la porosité totale (TP) et la capacité au champ
(FP). L’infiltration (F) exprimée en fonction de la teneur en eau (V) est régie par l’équation de
Holtan (1961) :
F = Fc + (Fmax - Fc) * ((TP - V) / TP)
p
(1)
avec : Fc
vitesse d’infiltration en régime permanent (mm/h)
Fmax vitesse d’infiltration maximale (mm/h)
TP
porosité totale de la zone de contrôle (cm
3
/cm
3
)
V
teneur en eau dans la zone de contrôle (cm
3
/cm
3
)
P
coefficient de forme
Le régime d’infiltration est gouverné par une zone de contrôle, de profondeur donnée (DF).
Cette couche représente une barrière hydraulique d’autant plus sévère que son épaisseur est
faible. Le ruissellement apparaît dès que l’intensité pluviométrique est supérieure à la vitesse
d’infiltration. Lorsque la teneur en eau de la zone de contrôle est supérieure à la capacité au
champ, la percolation est décrite par la relation suivante:
Dr = Fc * (1 - (TP - V) / (TP - FP))
3
(2)
avec : Dr vitesse de drainage sous la zone de contrôle (mm/h)
FP capacité au champ (cm
3
/cm
3
)
409
sol et occupation du sol, respectivement. L’homogénéité apparente de la couverture pédologique
explique, en partie, la faible précision enregistrée. Cependant, de faibles différences texturales
entraînent des comportements très contrastés en terme d’encroûtement de surface et de régime
d’infiltration (Casenave et Valentin 1989).
Sur la carte topographique numérisée les courbes isohypses sont distantes de cinq mètres
d’altitude. Cette précision est, a priori, trop faible compte tenu du pas de discrétisation choisi (30
x 30 mètres) et du dénivelé moyen du terrain, compris entre les côtes + 5 et + 45 mètres. De ce
fait, un certain nombre de points supplémentaires ont été ajoutés afin de faciliter les interpolations
du modèle numérique de terrain.
Les données hydrologiques, issues des enregistrements effectués entre 1983 et 1988, se
composent de 24 couples pluie/écoulement correspondant à des événements pluvieux supérieurs à
35 mm. La pluie est considérée comme uniforme sur l’ensemble du bassin versant, le
pluviographe utilisé est situé au centre de la zone d’étude. Les pas de temps de dépouillement sont
de cinq minutes pour les pluies et les écoulements, les échelles de temps ont été synchronisées.
Les hyétogrammes et hydrogrammes sont tous monomodaux. Les crues sont caractérisées par des
temps de montée brefs et une traîne réduite (figure 2). Cela correspond à un fonctionnement
hydrologique relativement simple, sans intervention de la nappe phréatique et en l’absence
d’inféroflux. L’ensemble de l’écoulement correspond au ruissellement de surface, selon un
schéma hortonien classique. En l’absence d’écoulement de base, le module hydrogéologique de
ANSWERS n’a pas été utilisé. De même, l’absence de données expérimentales fiables nous a
contraints à négliger les informations relatives à l’érosion.
Les paramètres liés au sol
La réserve hydrique du sol est caractérisée par la porosité totale (TP) et la capacité au champ
(FP). L’infiltration (F) exprimée en fonction de la teneur en eau (V) est régie par l’équation de
Holtan (1961) :
F = Fc + (Fmax - Fc) * ((TP - V) / TP)
p
(1)
avec : Fc
vitesse d’infiltration en régime permanent (mm/h)
Fmax vitesse d’infiltration maximale (mm/h)
TP
porosité totale de la zone de contrôle (cm
3
/cm
3
)
V
teneur en eau dans la zone de contrôle (cm
3
/cm
3
)
P
coefficient de forme
Le régime d’infiltration est gouverné par une zone de contrôle, de profondeur donnée (DF).
Cette couche représente une barrière hydraulique d’autant plus sévère que son épaisseur est
faible. Le ruissellement apparaît dès que l’intensité pluviométrique est supérieure à la vitesse
d’infiltration. Lorsque la teneur en eau de la zone de contrôle est supérieure à la capacité au
champ, la percolation est décrite par la relation suivante:
Dr = Fc * (1 - (TP - V) / (TP - FP))
3
(2)
avec : Dr vitesse de drainage sous la zone de contrôle (mm/h)
FP capacité au champ (cm
3
/cm
3
)