Cours nm

République Algérienne Démocratique et Populaire
Ministère de l’Enseignement Supérieur et de le Recherche Scientifique
Université des Sciences et de la Technologie Houari Boumédiène
Faculté des Sciences de la Terre, de la Géographie et de l’Aménagement du Territoire
USTHB/FASTGAT
Cycle
Hydrologique
Chapitre : 01
Mme MAKHLOUF.N
03/10/2015

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Introduction générale
L’hydrologie est la science de la terre qui s’intéresse au cycle de l’eau, à sa distribution et à sa
circulation dans la nature. Une partie de l’eau contenue dans le volume de notre planète se
trouve répartie soit dans ses couches superficielles, soit dans l’océan, soit dans l’atmosphère
terrestre ; elle évolue alors entre ces trois milieux en passant par une succession récurrente de
phases qui constituent le cycle hydrologique. Sur les surfaces continentales, le cycle de l’eau
fait intervenir essentiellement des interactions entre le sol, la biosphère et l’atmosphère, ainsi
que la redistribution latérale de l’eau entre les différentes composantes du système.
Chapitre I : Introduction à l’Hydrologie de surface
1. Définition de l’hydrologie
L’hydrologie décrit le cycle de l’eau, à partir du moment où elle s’évapore de la mer et de la
surface de la terre. Cette vapeur d’eau forme des nuages, qui retombent ensuite quelque part
sur le sol sous forme de pluie. Une partie de cette eau s’infiltre dans le sol et devient de l’eau
souterraine, alors qu’une autre partie coule dans les cours d’eau et les rivières, et rejoint à
nouveau la mer. De là, le cycle de l’eau peut recommencer.
D'une façon très générale, l'hydrologie peut se définir comme l'étude du cycle de l'eau et
l'estimation de ses différents flux. L'hydrologie au sens large regroupe :
 la climatologie, pour la partie aérienne du cycle de l'eau (précipitations, retour à
l'atmosphère, transferts, etc.) ;
 l'hydrologie de surface au sens strict, pour les écoulements à la surface des continents ;
 l'hydrodynamique des milieux non saturés pour les échanges entre les eaux de surface et
les eaux souterraines (infiltration, retour à l'atmosphère à partir des nappes, etc.) ;
 L’hydrodynamique souterraine pour les écoulements en milieux saturés.
L'hydrologie de surface est une science appliquée qui fait appel à des connaissances dans des
domaines très divers :
 Météorologie et Climatologie : Etude des pluies et du retour à l’atmosphère
 Géologie, Géographie et Pédologie : Analyse du comportement hydrologique du bassin
 Hydraulique : Mesure et étude des écoulements à surface libre
 Statistique : Traitement des données, simulations…
 Calcul numérique : Propagation de crue, modélisations et optimisations…
 Informatique : Instrument de travail pour les calculs numériques, le stockage des
données…
2. Domaines d'applications
Les domaines d'application de l'hydrologie de surface sont également très variés. Parmi les
plus importants et les plus classiques, on notera :
 l'agriculture : irrigation, drainage ;
 l'étude des ressources en eaux : eau potable, eau pour l'industrie ;
 la lutte contre la pollution : étude des débits d'étiage évacuant les effluents, les calories ;

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 l'énergie hydraulique ;
 le transport solide (dépôt ou érosion) ;
3. Définition du cycle hydrologique
Le cycle hydrologique est un concept qui englobe les phénomènes du mouvement et du
renouvellement des eaux sur la terre (Fig. 1).C’est une succession des phases par lesquelles
l’eau passe de l’atmosphère à la terre et retourne à l’atmosphère : évaporation à partir des
terres, des mers ou des nappes d’eau continentales, condensation en nuages, précipitations,
accumulation dans le sol ou à sa surface et réévaporation.
Sous l'effet du rayonnement solaire, l'eau évaporée à partir du sol, des océans et des autres
surfaces d'eau, entre dans l'atmosphère. L'élévation d'une masse d'air humide permet le
refroidissement général nécessaire pour l'amener à saturation et provoquer la condensation
de la vapeur d'eau sous forme de gouttelettes constituant les nuages, en présence de noyaux
de condensation. Puis la vapeur d'eau, transportée et temporairement emmagasinée dans les
nuages, est restituée par le biais des précipitations aux océans et aux continents.
La figure montre le cycle hydrologique : l'eau, de l'atmosphère, tombe sur terre sous forme
de précipitation, pénètre dans les eaux de surface ou percole dans la surface de saturation et
l'eau souterraine avant de remonter dans l'atmosphère par transpiration et évaporation pour
recommencer le cycle.
Fig.1 : Cycle hydrologique
4. Composantes du cycle hydrologique
4.1. Précipitations
Sont dénommées précipitations toutes les eaux météoriques qui tombent sur la surface de la
terre, tant sous forme liquide (bruine, pluie, averse) que sous forme solide (neige, grésil,
grêle). Elles sont provoquées par un changement de température ou de pression. La vapeur
d'eau de l'atmosphère se transforme en liquide lorsqu'elle atteint le point de rosée par
refroidissement ou augmentation de pression. Pour produire la condensation, il faut également
la présence de certains noyaux microscopiques, autour desquels se forment des gouttes d'eau

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condensées. La source de ces noyaux peut être océanique (chlorides, en particulier NaCl
produit par l'évaporation de la mer), continentale (poussière, fumée et autres particules
entraînées par des courants d'air ascendants) ou cosmiques (poussières météoriques). Le
déclenchement des précipitations est favorisé par la coalescence des gouttes d'eau.
L'accroissement de poids leur confère une force de gravité 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 être assez court pour éviter l'évaporation totale de la masse. Les
précipitations sont exprimées en intensité (mm/h) ou en lame d'eau précipitée (mm) (rapport
de la quantité d'eau précipitée uniformément répartie sur une surface)
4.2. L'évaporation et évapotranspiration
Se définit comme étant le passage de la phase liquide à la phase vapeur. Les plans d'eau et la
couverture végétale sont les principales sources de vapeur d'eau. On parle de sublimation lors
du passage direct de l'eau sous forme solide (glace) en vapeur. Le principal facteur régissant
l'évaporation est la radiation solaire.
Le terme évapotranspiration englobe l'évaporation et la transpiration des plantes. On
distingue:
 l'évapotranspiration réelle (ETR) : somme des quantités de vapeur d'eau évaporées par le
sol et par les plantes quand le sol est à une certaine humidité et les plantes à un stade de
développement physiologique et sanitaire spécifique.
 l'évapotranspiration de référence (ET0) (anciennement évapotranspiration potentielle) :
quantité maximale d'eau susceptible d'être perdue en phase vapeur, sous un climat donné,
par un couvert végétal continu spécifié (gazon) bien alimenté en eau et pour un végétal
sain en pleine croissance. Elle comprend donc l'évaporation de l'eau du sol et la
transpiration du couvert végétal pendant le temps considéré pour un terrain donné.
L'évaporation est une des composantes fondamentales du cycle hydrologique et son étude est
essentielle pour connaître le potentiel hydrique d'une région ou d'un bassin versant
4.3. Condensation
Durant son ascension dans l'atmosphère, la vapeur d'eau se refroidit et finit par se condenser,
généralement autour de minuscules particules de poussière dans l'atmosphère. En se
condensant, elle redevient liquide ou passe directement à l'état solide (glace, grêle ou neige).
Ces particules d'eau s'assemblent pour former des nuages.
4.3. Ruissellement et écoulement
La pluie ou la fonte des neiges excessives peuvent produire un écoulement de surface vers les
ruisseaux et les fossés. Le ruissellement est l'écoulement d'eau que l'on peut voir dans les
ruisseaux, les lacs et les cours d'eau lorsque l'eau emmagasinée dans un bassin s'en écoule.
De par la diversité de ses formes, peut distinguer en premier lieu les écoulements rapides des
écoulements souterrains plus lents. Les écoulements qui gagnent rapidement les exutoires
pour constituer les crues se subdivisent en écoulement de surface (mouvement de l'eau sur la

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surface du sol) et écoulement de subsurface (mouvement de l'eau dans les premiers horizons
du sol). L'écoulement souterrain désigne le mouvement de l'eau dans le sol.
4.4. L'infiltration et la percolation
L'infiltration désigne le mouvement de l'eau pénétrant dans les couches superficielles du sol et
l'écoulement de cette eau dans le sol et le sous-sol, sous l'action de la gravité et des effets de
pression.
La percolation représente plutôt l'infiltration profonde dans le sol, en direction de la nappe
phréatique. Le taux d'infiltration est donné par la tranche ou le volume d'eau qui s'infiltre par
unité de temps (mm/h ou m3
/s). La capacité d'infiltration ou l'infiltrabilité est la tranche d'eau
maximale qui peut s'infiltrer par unité de temps dans le sol et dans des conditions données.
L'infiltration est nécessaire pour renouveler le stock d'eau du sol, alimenter les eaux
souterraines et reconstituer les réserves aquifères. De plus, en absorbant une partie des eaux
de précipitation, l'infiltration peut réduire les débits de ruissellement.
5. Bilan hydrologique (hydrique)
Le bilan hydrologique permet d’estimer l’infiltration et le ruissellement dans un bassin
versant en tenant compte des précipitations moyennes et de l’évapotranspiration réelle. Son
équation est de la forme : P = ETR + I + R avec :
P : Précipitations moyennes annuelles (mm) ;
ETR : Evapotranspiration réelle (mm) ;
I : la lame d’eau infiltrée (mm) ;
R : la lame d’eau ruisselée (mm).

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Bassin Versant
Chapitre : 02

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I - LE BASSIN VERSANT
En tout point d'un cours d'eau, nous serons amenés à définir son bassin versant et à
caractériser son comportement hydrologique.
I.1 - NOTION DE "BASSIN VERSANT"
Le bassin versant en une section d'un cours d'eau est défini comme la surface drainée par ce
cours d'eau et ses affluents en amont de la section. Tout écoulement prenant naissance à
l'intérieur de cette surface doit donc traverser la section considérée, appelée exutoire, pour
poursuivre son trajet vers l'aval.
Selon la nature des terrains, nous serons amenés à considérer deux définitions.
I.1.1 - Bassin versant topographique
Si le sous-sol est imperméable, le cheminement de l'eau ne sera déterminé que par la
topographie. Le bassin versant sera alors limité par des lignes de crêtes et des lignes de plus
grande pente comme le montre la figure ci-jointe.
I.1.2 - Bassin versant hydrogéologique
Dans le cas d'une région au sous-sol perméable,
il se peut qu'une partie des eaux tombées à
l'intérieur du bassin topographique s'infiltre puis
sorte souterrainement du bassin (ou qu'à l'inverse
des eaux entrent souterrainement dans le bassin).
Dans ce cas, nous serons amenés à ajouter aux
considérations topographiques des
considérations d'ordre géologique pour
déterminer les limites du bassin versant.
Cette distinction entre bassin topographique et hydrogéologique se justifie surtout pour les
petits bassins.
En effet, lorsque la taille du bassin augmente, les apports et les pertes souterraines ont plus de
chance de se compenser.
De plus, on peut admettre que le débit des cours d'eau est proportionnel à la surface du bassin,
les échanges souterrains se font, eux, aux frontières et varient donc sensiblement comme le
périmètre. Lorsque la taille du bassin augmente, la surface croît plus vite que le périmètre et la
valeur relative des échanges souterrains par rapport au débit de surface tend à devenir
négligeable.
I.2 - CARACTERISTIQUES MORPHOMETRIQUES
L'utilisation de caractéristiques morpho métriques a pour but de condenser en un certain
nombre de paramètres

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chiffrés, la fonction h = f (x,y) à l'intérieur du bassin versant (h
altitude, x et y coordonnées d'un point du bassin versant).
Nous utiliserons trois types différents de paramètres morpho
métriques.
 Le temps de concentration tc: il est composé de trois termesdifférents :
- Th : temps d’humectation= temps nécessaire l’imbibition du sol par l’eau qui
tombe avant ruissellement
- Tr : temps de ruissellement ou d’écoulement =temps qui correspond à la durée
d’écoulement de l’eau à la surface jusqu’à un système de collecte (cours d’eau
naturel, collecteur)
- Ta ; temps d’acheminement= temps mis par l’eau pour se déplacer dans le système
de collecte jusqu’à l’exutoire.
En pratique, c’est une grandeur difficile à évaluer. Il existe plusieurs formules d’usages
courant, certaines relativement vieille comme la formule de Kirpich qui date de 1940 et a été
élaborée à la suite des crues qui ont frappé le nord-est des Etats-Unis en 1936 ; les données
ayant servi à l’élaboration de ces formules sont souvent indisponsables et il convient d’être
particulièrement prudent dans l’utilisation de ces formules.
Formule de Kirpich
Tc : temps de concentration en mn ;
L : longueur du chemin hydraulique en m ;
i : pente moyenne du cours d’eau en%
Formule de Turraza
Tc : temps de concentration en h ;
S : surface du bassin versant en km2
;
L : longueur du chemin hydraulique le plus long en km ;
im ; pente moyenne pondérée le long du thalwegs en %
Formule de Venturi-Passini
tc : temps de concentration en h ;
: Coefficient de Venturi-Passini ( ;
S : surface du bassin versant en km2
;
L : longueur du thalweg le plus long en m ;
im ; pente moyenne pondérée le long du thalwegs en %
Relation anonyme :

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S : surface du bassin ;
L : longueur thalweg principal
P : rapport de la différence des altitudes extrêmes et de la longueur du thalweg principal
Formule synthétique :
I : indice de pente globale (Ig)
L : longueur du rectangle équivalent (voir dans les pages suivantes)
I.2.1 - Caractéristiques de la disposition dans le plan (paramètres géométriques)
I.2.1.1 – Surface du B.V ’’A’’
La surface du bassin versant est la première et la plus importante des caractéristiques
. Elle s'obtient par planimétrage sur une carte topographique après que l'on y ait tracé les
limites topographiques et éventuellement hydrogéologiques. La surface A d'un bassin
s'exprime généralement en km2
I.2.1.2 – Longueur
a. Le périmètre du B.V (P) : On utilise différentes caractéristiques de longueur ;
la première et une des plus utilisées est le "périmètre P du bassin versant"
Le périmètre est curvimétré sur carte cartographique mais, selon l'échelle de la carte, les
détails sont plus ou moins nombreux et il en résulte des différences de mesures.
On définit par la suite, le rectangle équivalent comme le rectangle de longueur L et de
largeur l qui a même surface et même périmètre que le bassin versant, soit à l'aide de :
P = 2 . (L + l) et A = L . l
b. L’indice de forme ou coefficient de compacité de Gravelius "Kc " : la forme d’un
bassin versant influence l’allure de l’hydrogramme à l’exutoire du bassin. L’indice
admis par les hydrologues pour caractériser la forme du bassin versant est celui de
compacité de Gravelius, qui est le rapport du périmètre du bassin versant au périmètre
du cercle ayant même surface (appelée aussi coefficient de capacité) :

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A : surface et P : périmètre du bassin versant
Si le KG est proche de 1, on dit que le bassin est de forme circulaire et si KG supérieur à 1, le
bassin a une forme allongée.
c. Le rectangle équivalent : On utilise également pour caractériser la forme d'un bassin,
son "rectangle équivalent" (défini plus haut) et le rapport de la plus grande longueur à
la plus grande largeur perpendiculaire. On calcule sa longueur et sa largeur en
appliquant :
L : longueur du rectangle équivalent, l : largeur du rectangle équivalent
I.2.2 – Paramètres de relief
Le relief se détermine lui aussi au moyen d’indice ou de caractéristiques suivantes :
a. Caractéristiques des altitudes (courbe hypsométrique)
En général, on ne s'intéresse pas à l'altitude
moyenne mais plutôt à la dispersion des
altitudes.
La courbe hypsométrique fournit une vue
synthétique de la pente du bassin, donc du
relief. Cette courbe représente la répartition de
la surface du bassin versant en fonction de son
altitude
2)
12,1
(11(
12,1 Kc
A
KcL  2)
12,1
(11(
12,1 Kc
A
Kcl 
50%

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b. Les altitudes caractéristiques :
 Les altitudes minimales et maximales
 L’altitude moyenne : définit comme :
Avec :
Hmoy : altitude moyenne du bassin (m) ; Ai : aire comprise entre deux courbe de niveau
(km2
) ; hi : altitude moyenne entre deux courbe de niveau (m) ; A : surface total du
bassin versant (km2
).
 Altitude médiane : 50% de la surface totale du bassin, sur la courbe
hypsométrique.
c. Les pentes :
 La pente moyenne du bassin versant : plusieurs méthodes ont été développées
pour estimer la pente moyenne du bassin. La méthode proposée par Carlier et
Leclerc (1964) consiste à calculer la moyenne pondérée des pentes de toutes
les surfaces élémentaires comprises entre deux altitudes données. Une valeur
approchée de la pente moyenne est donnée par la relation suivante :
P= D.L/A
Avec p ou im : pente moyenne (0
/00), L : longueur totale de courbe de niveau (km), D :
équidistance entre deux courbes de niveau (m), A : surface du bassin versant (km2
).
Cette méthode calcul donne de bons résultats dans le
cas d’un relief modéré et pour des courbes de niveau
simples et uniformément espacées. Dans les autres cas,
il convient de styliser les courbes de niveau pour que
leur longueur totale ait un sens réel vis-à-vis de la
pente.
Si on connait les dimensions du rectangle équivalent :
P= l.Dt/A
l : largeur du rectangle équivalent ; Dt est la dénivelée totale, A : surface du B.V
Si L est la longueur du rectangle équivalent
P= Dt/L
 Les indices de pente
a. Indice de pente de Roche Ip
M. ROCHE a proposé un indice de pente plus facile à calculer que le précédent : Ip est la
moyenne de la racine carrée des pentes mesurées sur le rectangle équivalent, et pondérée par
les surfaces.
A
hiAi
Hmoy

 
Dt
)/(
1
1


n
i
xidxi
L
ip

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Ip : indice de pente (%) ; L : longueur de urectangle (m) ; xi : distance qui sépare deux
courbes sur le rectangle (m) (la largeur du rectangle étant constante, cette distance est égale au
facteur de pondération) ; d : distance entre deux courbes de niveau successives ( peut être
variable) (m), d/xi : pente moyenne d’un éléments (%).
Formule de Roche simplifiée :
Ip= 0.0035 (Ig)1/2
Avec :
Ip : indice de pente (%)
Ig : indice de pente globale (m/km)
b. indice de pente globale Ig
L'indice de Roche étant cependant trop long à évaluer pour des études rapides, on a proposé
un indice encore plus simple : la pente globale.
Ig=D/L
D étant la dénivelée ; D= h5 % - h95 %, définie sur la courbe hypsométrique ou même
directement à l’œil sur la carte topographique ; L étant la longueur du rectangle équivalent.
Cet indice, très facile à calculer, est des plus utilisés. Il sert de base à une des classifications
O.R.S.T.O.M. pour des bassins versants dont la surface est des l'ordre de 25 km2
:
L’indice Ig décroit pour un même bassin lorsque la surface augmente, il était
donc difficile de comparer des bassins de tailles différentes.
 Dénivelée spécifiques :
L'indice Ig décroît pour un même bassin lorsque la surface augmente, il était donc
difficile de comparer des bassins de tailles différentes. La dénivelée spécifique Ds
ne présente pas cet inconvénient : elle dérive de la pente globale Ig en la corrigeant
de l'effet de surface admis étant
inversement proportionnel à :
La dénivelée spécifique ne dépend donc que de l'hypsométrie (D = H5% - H95 %) et de la
forme du bassin (l/L).

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Elle donne lieu à une deuxième classification de l'O.R.S.T.O.M., indépendante des surfaces
des bassins :
I.2.3- CARACTERISTIQUES DU RESEAU HYDROGRAPHIQUE
Le réseau hydrographique est constitué de l'ensemble des chenaux qui drainent les eaux de
surface vers l'exutoire du bassin versant. La définition d'un cours d'eau est difficile à donner
avec précision, en particulier pour les cours d'eau temporaires. Selon le support
cartographique utilisé, on étudiera le réseau avec plus ou moins de détails : en photographie
aérienne, on pourra déceler des thalwegs de très faibles extensions, tandis qu'on ne verra que
les cours d'eau pérennes et importants sur une carte au 1/100 000 ème.
L'étude du chevelu hydrographique servant surtout à comparer des bassins entre eux, il suffit,
dans la plupart des cas, de se fixer une définition du thalweg élémentaire et de l'appliquer
pour l'étude de tous les bassins (par exemple : thalwegs = traits bleus temporaires ou pérennes
sur carte I.G.N. au 1/50 000 ème).
Le réseau hydrographique peut se caractériser par trois éléments : sa hiérarchisation, son
développement (nombres et longueurs des cours d'eau) et son profil en long.
I.2.3-1 / Hiérarchisation du réseau
Pour chiffrer la ramification du réseau, chaque cours d'eau reçoit un numéro fonction de son
importance. Cette numérotation, appelée ordre du cours d'eau, diffère 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 même ordre n, le cours d'eau résultant est d'ordre
n + 1,
- un cours d'eau recevant un affluent d'ordre inférieur garde son ordre, ce qui se résume
par :
n+n=n+1 et n+m=Max (n,m)

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Comme on le signale plus haut, la définition d'un thalweg peut changer selon le support
utilisé. Des études effectuées sur des bassins versants en France permettent de définir la
correspondance moyenne entre l'ordre lu sur la carte et l'ordre réel que révèle la photographie
aérienne (selon F. HIRSCH) :
 Longueur caractéristiques
- Longueur du plus long thalweg (L)
- Le profil en long :
Ces profils sont établis en portant en abscisses les longueurs développées à partir d'un point
de référence et en ordonnées les cotes de l'eau dans le cours d'eau principal et dans ces
affluents (parfois on donne la cote du fond). Ces profils sont parfois disponibles lorsque la
navigation, où les besoins en hydroélectricité ont nécessité des études. Mais dans la plupart
des cas, on devra faire ce relevé, soit par nivellement sur le terrain, soit plus sommairement à
partir des cartes topographiques.
Les profils en long permettent d'estimer la pente moyenne du cours d'eau. Cette pente
moyenne sert surtout dans l’évaluation des temps de concentration d'un bassin versant, ce
temps de concentration étant lié à la vitesse de propagation des particules fines ; elle-même
proportionnelle à :
On calcule généralement la pente moyenne I d'un cours d'eau par la formule suivante :
i

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Dans cette formule, le cours d'eau de longueur totale L est découpé en n tronçons j où la pente
ij est constante sur une longueur lj.
- Degré de développement du réseau :
 Densité de drainage : elle est introduite par Hoston, est la longueur
totale du réseau hydrographique par unité de surface du bassin
Avec Dd : densité de drainage (km/km2
) ; Li : longueur de cours d’eau (km) ; A : surface du
bassin versant (km2
).
La densité de drainage englobe deux formes différentes de drainage.
 Densité de drainage permanente (Ddp) ; représente les thalwegs qui coulent en
permanence.
 Densité de drainage temporaire (Ddt) ; représente les thalwegs qui coulent
temporairement.
 La fréquence des thalwegs : c’est le rapport du nombre total de thalwegs d’ordre
N à la surface du bassin :
F1=N/A où F1 est la densité hydrographique (km-2
) ; N : nombre de cours d’eau ; A : surface
du bassin (km2
)
On constate que les fortes densités de drainage et de fréquence de thalwegs traduisent en
général des régions à soubassement imperméable avec un couvert végétal restreint et un relief
montagneux. A l’opposé (faible densité de drainage et faible fréquence des thalwegs) se
rencontre en région à substratum très perméable, à couvert végétal important et à relief peu
accentué.

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 Le rapport de confluence (loi de Hoston) : c’est un nombre sans dimension
exprimant le développement du réseau de drainage. il varie suivant
l’ordre considéré. Il est défini comme étant le quotient du nombre de
thalwegs d’ordre x par celui des thalwegs d’ordre x+1
Avec
Rc : rapport de confluence, Nx : nombre de cours d’eau d’ordre (x).
On observe que les rapports de confluence les plus élevés sont rencontrés sur les bassins de
forme allongés et qui présentent des vallées étroites et pentues
 Le rapport de longueurs : il est donné par le quotient de la longueur
moyenne des thalwegs d’ordre x+1 par celle des thalwegs d’ordre
x. il est exprimé par la relation :
(li : longueur moyenne des cours d'eau d'ordre i).
La détermination de Rc et Rl se fait par voie
graphique en portant Ni, li et i sur un graphique
semi-logarithmique comme le montre la figure
jointe. La pente de la droite moyenne permet de
déterminer la raison de la progression
géométrique.
 Rapport de torrentialité : on l’exprime par la relation : Ct= Dd. F1
F1 représente la fréquence des thalwegs d’ordre 1

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I.2.3-2 / conséquence hydrogéologiques (à titre indicatif) :
Pour certains auteurs, les données morphométriques des bassins versants peuvent
trouver leur usage en hydrogéologie. C’est ainsi B.Rambert a montré que la densité de
drainage (Dd) pouvait servir d’une part d’index pour évaluer les écoulements souterrains et
d’autre part comme élément de cartographie hydrogéologique. C’est ainsi qu’il propose la
relation : T= k.Dd-2
Où T : transmissivité et K : perméabilité.
De même, à partir de bassin étudiés, Carlston a démontré que l’écoulement et la densité de
drainage sont génétiquement liés à la transmissivité globale des terrains. Il devait exprimer
cette liaison par :
Qb=0.66xDd-2
où Qb représente le débit de base
I.3 Caractéristiques agro-pédo-géologiques
I.3-1 La couverture du sol
- Eau d’interception est en partie soustraite à l’écoulement
- Evapotranspiration par les végétaux varie selon la nature des végétaux
- La végétation atténue les crues :
La caractérisation du couvert végétal passe par la détermination des pourcentages des surfaces
occupées par chaque type de végétation. Etant donné l’importance du rôle joué par la forêt, on
traduit parfois sa présence par un indice de couverture forestière K :
On peut calculer ce type d’indice avec d’autres couvertures végétales telles que les cultures.
- Les surfaces urbanisées : en raison de leurs imperméabilités, les surfaces
urbanisées augmentent l’écoulement de surface, réduisent les infiltrations
et la recharge des nappes, et diminuent le temps de concentration
On calcule souvent un taux d’imperméabilité qui est le rapport entre les
surfaces imperméables totale.
- Le coefficient est fortement influencé par la couverture du sol et reflète la
capacité des sols à ruisseler en fonction uniquement de la couverture du sol
I.3-2 la nature du sol : en hydrologie, il est bien connu que l’humidité de surface
antérieure à une précipitation conditionne très fortement le ruissellement et l’infiltration
efficace de la pluie dont tout ou partie peut recharger les aquifères

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I.3-3 caractéristiques géologiques
Il existe une relation directe entre la géologie d’un bassin versant et ses caractéristiques
physiographiques. L’hydrologue se contente généralement de caractériser la géologie d’après
le comportement hydrogéologique du bassin. L’O.R.S.T.O.M a proposé une classification en
cinq groupes :
classe intitulé Exemple
P1
Perméable à aquifère drainant
ou non drainé
Formation gréseuse dont les
exutoires sont à l’extérieur du
bassin
P2 Perméable à aquifère drainé
Formation gréseuse dont les
sources alimentent le réseau
P3
Perméabilité moyenne ou
faible
Alternance de marnes et
calcaires
P4 karstique
Formation calcaire,
perméabilité de fissures et
développement d’un réseau
souterrain
P5 imperméable Terrain marneux, cristallin, etc.

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Précipitation
Chapitre : 03

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1. Définition des précipitations
Le mot précipitation désigne tout ce qui provient de l'atmosphère sous forme d'eau liquide ou
solide. On utilise le mot hydrométéore pour parler de toutes les particules d'eau (gouttelettes,
gouttes, neige, grêle, etc.) qu'on trouve dans l'atmosphère. Elles sont provoquées par un
changement de température ou de pression.
Les précipitations constituent un élément très important du cycle hydrologique.
2. Genèse des précipitations
Pour qu’il y’ait précipitation, il faut à l’origine que deux conditions soient satisfaites
- D’abord, qu’il y ait présence d’humidité.
- Ensuite, que par refroidissement, la masse d’air soit amenée à saturation.
- L’élévation de la masse d’air permet le refroidissement général nécessaire.
Cependant, la saturation n’est pas une condition suffisante à la condensation, qui requiert
également la présence d’un noyau de condensation autour duquel la goutte ou le cristal se
forme (impuretés en suspension dans l'atmosphère d'origines variées - suie volcanique,
Nom du
phénomène
Description du phénomène et nom de son hydrométéore
Brouillard
Le brouillard est constitué de fines gouttelettes d'eau en suspension formant
un nuage près du sol. Il abaisse la visibilité au-dessous de 1 km.
Bruine
La bruine est une précipitation de fines gouttes d'eau froides qui tombent très
lentement.
Brume
La brume est constituée de microscopiques gouttelettes d'eau en suspension
près du sol (c'est un brouillard léger). Elle n'abaisse pas la visibilité au-
dessous de 1 km (comme le fait le brouillard).
Givre
Le givre est un dépôt de glace blanche sur les objets plus froids que 0°C.
Cette glace est formée à partir de la congélation de la vapeur d'eau, du
brouillard ou de la brume.
Grêle La grêle est une précipitation de masses de glace que l'on nomme grêlons.
Grésil
Le grésil est une précipitation de petits globules de cristaux de neige ou de
glace.
Neige La neige est une précipitation de cristaux de glace en forme de flocons.
Pluie La pluie est une précipitation de gouttes d'eau.
Rosée
La rosée est l'apparition de petites gouttes d'eau sur les objets refroidis à
l'extérieur.
Verglas
Le verglas est une couche de glace qui se forme lorsque des gouttes de pluie
gèlent brusquement au contact du sol.

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21
cristaux de sable, cristaux de sel marin, combustions industrielles, pollution) ; autour desquels
les gouttes ou les cristaux se forment. Lorsque les deux conditions sont réunies, la
condensation intervient sur les noyaux ; il y a alors apparition de gouttelettes microscopiques
qui grossissent à mesure que se poursuit l'ascendance, celle-ci étant le plus souvent la cause
génératrice de la saturation. Les noyaux de condensation jouent en faite un rôle de catalyseur
pour la formation de gouttelettes d’eau.
Pour qu’il y ait précipitations il faut encore que les gouttelettes ou les cristaux composant les
nuages (les hydrométéores) se transforment en gouttes de pluie. Ce phénomène est lié à
l'accroissement de ces éléments dont la masse devient suffisante pour vaincre les forces
d'agitation. Ce grossissement peut s'expliquer par les deux processus suivant :
 l'effet de coalescence ; Il y a grossissement par choc et fusionnement avec d'autres
particules. Du fait de la dispersion des vitesses, le cristal en se déplaçant, soit en chute
libre, soit par turbulence, entre en collision avec les gouttelettes surfondues ; la
congélation de celles-ci augmente le volume du cristal. Il en est de même pour les
gouttelettes de diamètre supérieur à 30 microns qui entrent en collision avec des
gouttelettes de diamètre inférieur. Ce processus provoque un accroissement rapide de
leur dimension et donc de leur masse augmentant leur vitesse de chute.
 l'effet Bergeron ; Dans la partie du nuage où la température est négative mais
supérieure à -40°C, coexistent des cristaux de glace et des gouttelettes d'eau
surfondues (eau liquide avec une T°<0°C, l'eau pure ne se solidifie pas à 0°C mais en
dessous de - 40°C). Autour d'un cristal de glace, l'air est saturé à un taux d'humidité
plus bas qu'autour d'une gouttelette d'eau surfondue. Suite à cette différence
d'humidité, il apparaît un transfert de la vapeur d'eau des gouttelettes vers les cristaux.
Par conséquent, les gouttelettes s'évaporent tandis qu'il y a condensation autour des
cristaux. Lorsque la masse du cristal est suffisante, il précipite. S'il traverse une région
à température positive suffisamment épaisse (souvent à partir de 300 m dans les
nuages stables) et si la durée de chute le permet, il fond et donne lieu à de la pluie. Le
même processus de grossissement a lieu entre deux gouttelettes à des températures
différentes (la plus froide grossit au détriment de la plus chaude).
3. Types de précipitations
Il existe différents types de précipitations : les précipitations convectives, les précipitations
orographiques et les précipitations frontales (Fig.1).

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22
Figure-1 - Principaux types de précipitations : Convectives, orographiques et frontales.
3.1 Les précipitations convectives : Elles résultent
d'une ascension rapide des masses d'air dans
l'atmosphère. Les précipitations résultantes de ce
processus sont en général orageuses, de courte durée
(moins d'une heure), de forte intensité et de faible
extension spatiale.
Ce type de précipitation est caractéristique de la zone
équatoriale, elles ont aussi lieu dans les zones tempérées
pendant la période estivale sous forme d’orage.
3.2/ Les précipitations orographiques : Comme son nom l'indique (du grec oros,
montagne), ce type de précipitations sont liées à la présence
d'une barrière topographique particulière et ne sont pas, par
conséquent, spatialement mobiles. Les caractéristiques des
précipitations orographiques dépendent de l'altitude, de la pente
et de son orientation. En général, elles présentent une intensité et
une fréquence assez régulières.
Ces précipitations ont lieu sur les versants exposés aux vents.
L’autre versant « sous le vent » n’est traversé que par des
courants déchargés en grande partie de leur humidité. On a alors
des vents chauds et secs. C’est ce que l’on appelle l’effet de «
Foehn ».
3.3/ Les précipitations frontales ou de type cyclonique : Elles sont associées aux surfaces
de contact entre les masses d'air de température, de gradient
thermique vertical, d'humidité et de vitesse de déplacement
différents, que l'on nomme fronts. Ces précipitations sont
généralement importantes, longues, étendues, plus fréquentes
mais peu intenses. La précipitation moyenne annuelle établie
sur un grand nombre d'année (hauteur moyenne des
précipitations annuelles tombant à un endroit donné) est aussi
appelée sa valeur normale, son module annuel ou sa valeur
interannuelle.

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4. Régime des précipitations :
Une classification pluviométrique générale basée sur les données annuelles est fournie par le
tableau suivant :
5. Mesure des précipitations
5-1 Difficultés de la mesure
Les mesures de précipitations intéressent des secteurs d'activités assez divers mais
principalement la météorologie, l'agriculture, l'hydrologie, etc.
De nos jours, il est encore fréquent d'avoir à installer de nouvelles stations pluviométriques
pour les besoins d'une étude. L'idée est de mesurer la quantité d'eau tombée au sol durant un
certain intervalle de temps ; or, ceci n'est pas aussi facile qu'il y paraît
La taille de l'échantillon est absurdement faible puisqu'avec une surface réceptrice ne
dépassant pas 2000 cm2
, on espère dans le meilleur des cas, représenter la pluie sur quelques
km2
; on échantillonne donc quelques dix millionièmes de la surface ;
Nom Caractéristiques
Régime équatorial humide
- plus de 200 cm de précipitations annuelles moyennes
- à l'intérieur des continents et sur les côtes
- région typique de ce régime : bassin de l'Amazone
Régime subtropical humide en Amérique
- entre 100 et 150 cm de précipitation annuelle moyenne
- à l'intérieur des continents et sur les côtes
- région typique de ce régime : pointe sud-est de
l'Amérique du Nord
Régime subtropical sec
- moins de 25 cm de précipitation annuelle moyenne
- à l'intérieur des continents et sur les côtes ouest
- région typique de ce régime : le sud du Maghreb
Régime intertropical sous l'influence des alizés
- plus de 150 cm de précipitation annuelle moyenne
- sur des zones côtières étroites ; humidité
- région typique de ce régime : côtes est de l'Amérique
centrale
Régime continental tempéré
- entre 10 et 50 cm de précipitation annuelle moyenne
- à l'intérieur des continents ; il en résulte des déserts ou des
steppes
- région typique de ce régime : plaines de l'ouest du
continent nord-américain
Régime océanique tempéré
- plus de 100 cm de précipitation annuelle moyenne
- sur les côtes ouest des continents
- région typique de ce régime : la Colombie britannique,
l'Europe
Régime polaire et arctique
- moins de 30 cm de précipitation annuelle moyenne
- se situe au nord du 60e parallèle ; formation de grands
déserts froids
région typique de ce régime : le Grand Nord canadien

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Les précipitations sont par ailleurs très sensibles au vent, ce qui explique que l'introduction de
l'appareil occasionne une perturbation de la circulation et ainsi, une modification des
précipitations ;
Signalons que pour la neige, on peut souvent se contenter de mesurer son équivalent en eau,
mais dans ce cas, encore faut-il que les flocons aient bien voulu se poser dans la surface
réceptrice.
 Mesure de l’équivalence en eau des chutes des neiges :
Tous les pluviographes sont aptes à mesurer l’équivalent en eau des précipitations
sous forme solide qui atteignent le capteur. En effet, il suffit de leur adjoindre un
système de réchauffement pour que la neige ou la grêle fondue au contact de
l’entonnoir. Pour les pluviographes mécaniques, on leur adjoint généralement un
chauffage au gaz propane, la bouteille, le brûleur et le thermostat prenant place dans la
cabine. Pour les appareils à transducteur, la place réduite conduit à utiliser un
chauffage électrique.
Notons tout de suite que néanmoins, ces appareils ne donnent qu’une estimation très
grossière des chutes de neige car les flocons sont très soumis aux vents qui perturbent
les appareils.
Tout récipient à parois verticales peut servir d’appareil de mesure des précipitations.
Cependant, en raison de la variation de la direction du vent les récipients doivent avoir la
même taille, les mêmes dimensions et être exposés de la même manière pour aboutir à des
mesures comparables (mêmes conditions d’implantation). Le récipient de mesure est, en
fait, normalisé et s’appelle pluviomètre s’il s’agit du récipient seul, un pluviographe, si
l’appareil est relié à un système de mesure automatique (d’enregistrement).
6 - Appareils de mesure
6.1 – Les pluviomètres
Le modèle le plus courant est le pluviomètre " association ", il est composé de trois parties :
 Un seau en zinc
 Un entonnoir de même métal formant la surface collectrice, et comportant un trou
assez petit pour diminuer les pertes par évaporation.
 Une bague circulaire de 226 mm de diamètre limitant la surface de réception de 400
cm²

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25
Hellmann (200Cm2
) :1m Hôhe
Le pluviomètre est généralement installé sur un support de telle façon que le niveau de la
bague soit à 1,5 m au-dessus du sol. La surface réceptrice doit être horizontale et l'appareil
doit être éloigné de tout obstacle.
Si durant un intervalle de temps t, on a récupéré un volume V à travers la surface
réceptrice S, la hauteur de pluie Ht tombée est :
Pour effectuer cette mesure, on verse le contenu du seau dans une éprouvette graduée en
millimètres (fonction de la surface réceptrice S). La précision de la mesure est au mieux de
l'ordre de 0,1 mm. En Suisse, toute précipitation supérieure à 0,5 mm est considérée comme
pluie effective.
En général, les mesures sont effectuées par un observateur une ou deux fois par jour à 6 h et
18 h T.U. Dans les zones isolées cet intervalle peut être plus long
Quelle que soit la forme de la précipitation, liquide ou solide, on mesure la quantité d'eau
tombée durant un certain laps de temps. On l'exprime généralement en hauteur de
précipitation ou lame d'eau précipitée par unité de surface horizontale (mm). On définit
aussi son intensité (mm/h) comme la hauteur d'eau précipitée par unité de temps.
L'appareil le plus répandu en Algérie était le pluviomètre "Association" de 400 cm2
de surface
et disposé sur un pied à 1,5 m du sol. Il existe des pluviographes ayant des surfaces de 200,
400, 1000 et 2000 cm2
. (US Weather Bureau, Hellmann …)
L'O.M.M. préconise de faire les mesures à 1 m du sol et on voit se développer des appareils
de 400 cm2
en plastique dont le seau transparent est gradué et possède une éprouvette
incorporée. Bien que les surfaces réceptrices soient identiques, les mesures divergent du fait
du changement de hauteur : 1,5 ou 1 mètre et du changement de matériaux : tôle ou plastique,
ce qui modifie les condensations sur les parois du récepteur.
Bague réceptrice
En to nno ir
Ep ro uvette
Seau
Su ppo rt
t
h
ou



t
h
I

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6.2 – Les pluviographes
Ces appareils sont destinés à l'enregistrement de la hauteur de pluie cumulée en fonction du
temps. Deux types principaux ont eu un certain développement : les pluviographes à augets
basculeurs et ceux à siphons. Actuellement, ces derniers tendent à être abandonnés.
6.2. a- Les pluviographes à augets basculeurs ont la partie
captante commune avec les pluviomètres ; ils en diffèrent par
la partie réceptrice en aval de l'entonnoir. L'eau est dirigée par
un court tube vers les augets de mesures. Ceux-ci sont
disposés symétriquement par rapport à un axe de rotation
horizontal. Dans la situation du schéma ci-contre, l'auget de
gauche est en train de se remplir alors que celui de droite s'est
déjà vidé. Lors du remplissage, le centre de gravité de
l'ensemble des deux augets se déplace vers la gauche jusqu'à
dépasser la verticale de l'axe de rotation ; l'ensemble bascule
alors vers la gauche et l'auget plein se vide alors que celui de
droite est venu en position de remplissage.
 Précision des appareils : Les pluviographes présentent l’inconvénient de sous-estimer
systématiquement les fortes intensités. Les gouttes de pluie éclaboussent vers
l’extérieur des augets lorsque l’ensemble est à l’horizontale ; l’inertie de l’appareillage
fait que, durant le basculement, les gouttes continuent d’arriver et font déborder
l’auget. Enfin, l’appareillage perturbe le champ des vitesses du vent. Malgré des
améliorations constantes, la sous estimation varie de 4 à 10% pour les intensités de 75
à 250mm/h
Butées
Auget se remplissanr
et allant basculer
Auget vide
après basculement
Axede
basculement
Niveau
d'amorçage
Flotteur
Stylet
inscripteur
Tambour
enregistreur
Pluviographe à augets basculeurs Pluviographe à sy phon

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Les augets sont tarés de façon à ce que le basculement se produise lorsqu'ils contiennent 20 g
d'eau. La partie captante ayant des surfaces de 2 000 cm2
, 1 000 cm2
ou 400 cm2
, un
basculement correspond à 0,1 mm, 0,2 mm ou 0,5 mm de pluie. (Les deux dernières surfaces
sont celles préconisées par l'O.M.M.).
Soit : 20g=>0,1 mm, 0,2 mm ou 0,5 mm de pluie
Pour comptabiliser les basculements, deux systèmes sont possibles :
 Enregistrement mécanique :
Chaque basculement provoque, par un système d'ancre, l'échappement d'une roue dentée. La
rotation de cette roue entraîne mécaniquement le déplacement d'un stylet inscripteur sur un
cylindre entraîné lui-même par un mouvement d'horlogerie. Ces appareils sont destinés à
l’enregistrement de la hauteur de pluie cumulée en fonction du temps
La vitesse d'entraînement du tambour est variable ; un système de démultiplication permet
d'établir une rotation complète en un jour, une semaine, deux semaines ou un mois. En
fonction de ces vitesses, l'intervalle de temps minimum sur lequel on peut effectuer une
lecture varie de quelques minutes à une heure.
L'ensemble de l'appareillage est assez volumineux, ce qui nécessite de placer sous la partie
réceptrice un boîtier cylindrique protégeant l'appareillage. L'importance du boîtier perturbe le
vent et affecte donc la mesure de la pluie.
L'intérêt du pluviographe est important car il permet de connaître l'intensité des précipitations
exprimées en millimètres par heure ou par minute, à chaque instant au cours d'une averse. Le
plus connu est le pluviographe à augets basculeurs.
6.2. b- Les pluviographes à flotteur : il enregistre les augmentations de la hauteur d’eau en
fonction du temps.

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 Le nivomètre sert à mesurer la quantité de neige tombée
depuis la dernière fois où on a pris une mesure (dernière
chute de neige).
7. Réseau d'observation et publication des données
7.1 Le réseau d'observation
Pour un bassin versant donné ou une région donnée, les stations pluviométriques forment
un réseau d'observations. Elles fournissent des mesures ponctuelles.
Les données relatives aux stations sont d'une haute importance pour les statistiques
climatiques, la planification et la gestion des ressources et les projets de construction ; la
nature et la densité des réseaux doivent donc tenir compte du phénomène observé, du but
des observations, de la précision désirée, de la topographie, de facteurs économiques ou
d'autres encore.
La représentativité des précipitations par les mesures est fonction du réseau d'observation.
Plus celui-ci est dense, meilleure est l'information et plus l'ensemble des mesures est
représentatif de la lame d'eau tombée sur une surface donnée. Cependant le réseau est le
résultat d'un compromis entre la précision désirée et les possibilités ou charges
d'exploitation. Le réseau devra donc être planifié. Il existe plusieurs théories sur la
planification optimale d'un réseau, mais elles donnent des résultats approximatifs, qui
doivent toujours être adaptées aux contraintes locales et financières.
L'hydrologue devra donc faire appel à son expérience de terrain pour planifier un réseau. Il
tiendra compte du relief et du type de précipitations (frontales, orographiques,
convectives). Il s'assurera également des facilités d'accès, de contrôle et de transmission
des informations (par l'homme ou par télétransmission : téléphone, satellite, etc.).

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7.2 – Implantation des appareils de mesure
Le site d’implantation d’un pluviomètre (ou pluviographe) doit :
- être représentatif du secteur en étant exposé aux vents
- être éloigné de tout obstacle en général à une distance minimum égale à 4 fois la
hauteur de l’obstacle (arbre, bâtiment, …)
- à proximité de résidence de l’observateur.
- la surface réceptrice doit être rigoureusement horizontale : on admet qu’un écart de 1
% peut provoquer des erreurs de l’ordre de 1 %.
Après chaque installation, il convient d’établir une fiche descriptive du site avec croquis et
photos, ce qui permettra, dans le futur, d’établir les changements survenus sur le site.
Plusieurs pluviomètres et/ou pluviographes sont nécessaires pour étudier la variabilité spatiale
des précipitations. Ces appareils forment ce que l’on appelle un réseau pluviométrique.
 La densité du réseau doit tenir compte de 3 facteurs :
- La nature des précipitations qu’on veut étudier,
- Le but de l’étude,
- L’aspect économique : coût de l’appareil, de son installation, de son entretien, des
mesures (salaire de l’observateur et sa disponibilité).
Les densités suivantes ont été proposées :
1- Régions de plaine en zones tempérées, méditerranéennes et tropicales : un appareil pour
tous les 600 à 900 km2
,
2- Régions montagneuses en zones tempérées, méditerranéennes et tropicales : un appareil
pour tous les 100 à 250 km2
,
3- Pour les zone arides : un appareil pour tous les 1500 à 10 000 km2
.
Les règles d’implantation des appareils de mesure ne sont pas toujours faciles à respecter en
particulier en montagne et en forêt. Par ailleurs, si les appareils autonomes peuvent être
installés a priori à n'importe quel point, les pluviomètres imposent de les installer à proximité
de la résidence de l'observateur.

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Le choix d'un site est donc un compromis entre des impératifs techniques, économiques et
humains. Il garde donc un côté subjectif important.
7-3 Calcul du réseau pluviométrique optimal
Le calcul du nombre de stations requises, fait pour avoir une idée plus juste de la hauteur
moyenne de précipitations sur une région, est un problème statistique :
Lorsque la hauteur moyenne de pluie est calculée à l’aide d’une simple moyenne
arithmétique, on obtient le nombre optimal de pluviomètres dans une région (ou bassin) par
l’équation suivante :
Où N : nombre optimal de pluviomètres, E : est le pourcentage d’erreur admissible,
Cv : le coefficient de variation des hauteurs de pluie aux stations pluviométriques existantes :
Avec ;
S : écart-type
Moyenne des hauteurs de pluie des stations pluviométriques existantes.
Avec :
Où n : nombre de pluviomètres existants.
Exemple d’application N°01 :
a/ Détermination du nombre de stations pluviométriques (N) :
Supposons un bassin versant avec 04 pluviomètres tel que montré à la figure suivante :








 
2
1
22
.
1
1
xnx
n
s
n
i
i
2
ss 

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avec : ou
Soit :
Le nombre optimal de pluviomètres qui seraient nécessaires pour évaluer la précipitation
moyenne avec un % d’erreurs inférieur ou égal à 10 % est :
Soit 11 stations
Le nombre actuel, soit 4 pluviomètres, n’est donc pas suffisant pour évaluer les précipitations
dans l’aire réceptrice avec un pourcentage d’erreur admissible inférieur ou égal à 10 %.
Il est donc nécessaire de prévoir 07 pluviomètres supplémentaires.
8– Fréquence des observations
Les pluviomètres ne sont guère plus installés que sur des sites où on étudie les pluies à une
échelle de temps journalière. Un observateur local relèvera la mesure une ou deux fois par
jour et transmettra ses observations au bureau central une fois par mois
Dans les autres cas, l'installation d'appareils enregistreurs permet d'espacer les visites
Les autonomies théoriques atteignent plusieurs mois ; cependant, il est bon de procéder à des
visites au moins mensuelles, car les appareils nécessitent un petit entretien (par exemple,
déboucher l'orifice d'un entonnoir que les oiseaux remplissent une fois sur deux en se posant
sur la bague d'un pluviomètre). D'autre part, les pannes sont toujours possibles (ne serait-ce
qu'un feutre à sec). Dans ce cas, on ne perd qu'un mois au maximum d'informations.
Notons également que la lecture immédiate d'un enregistrement permet de détecter une
anomalie de fonctionnement. Les appareils procédant à un stockage sur support magnétique
devront donc de préférence voir ce système doubler d'un enregistrement sur papier ou sur
compteur numérique.


n
i
ix
n
x
1
1


4
14
1
i
ixx  4.442.410.547.79
4
1
x mm83.54x
  22222
4
1
2
mm9.129364.442.410.547.79 i
ix








 
2
1
22
.
1
1
xnx
n
s
n
i
i  3.3006*49.12936
3
12
s
  22
mm86.30331.120259.12936
3
1
s
8.31100*
83.54
43.17
%)(100. 
x
s
Cv
mm43.17s mm83.54x
11.10
10
8.31
22













E
C
N v

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9– Publication des résultats :
Chaque station pluviométrique ou pluviographique est exploitée à l'échelle journalière. En fin
de mois ou plus généralement en fin d'année, on établit un annuaire pluviométrique où
figurent pour chaque poste :
• les pluies journalières (de 6 h T.U. à 6 h T.U.) ;
• les totaux décadaires ;
• les totaux mensuels ;
• les totaux annuels ;
Le nombre de jours de pluie et des informations particulières sur les phénomènes
exceptionnels qui ont pu se produire dans l'année.
Ces données sont archivées sur support informatique (facilement pour les enregistreurs sur
support magnétique) ou encore à l'état brut des originaux papiers.
10. Notion d'averses et d'intensités
On désigne en général par "averse" un ensemble de pluies associé à une perturbation
météorologique bien définie. La durée d'une averse peut donc varier de quelques minutes à
une centaine d'heures et intéresser une superficie allant de quelques kilomètres carrés (orages)
à quelques milliers (pluies cycloniques). On définit finalement une averse comme un épisode
pluvieux continu, pouvant avoir plusieurs pointes d'intensité. L'intensité moyenne d'une
averse s'exprime par le rapport entre la hauteur de pluie observée et la durée t de l'averse :
I= h/t
I : intensité moyenne de la pluie [mm/h, mm/min] ou ramenée à la surface [l/s.ha] ;
h : hauteur de pluie de l'averse [mm] ;
t : durée de l'averse [h ou min].
L'intensité des précipitations varie à chaque instant au cours d'une même averse suivant les
caractéristiques météorologiques de celle-ci. Plutôt que de considérer l'averse entière et son
intensité moyenne, on peut s'intéresser aux intensités observées sur des intervalles de temps
au cours desquels on aura enregistré la plus grande hauteur de pluie. On parle alors
d'intensité maximale.
Deux types de courbes déduites des enregistrements d'un pluviographe (pluviogramme)
permettent d'analyser les averses d'une station :
 La courbe des hauteurs de pluie cumulée : pluviogramme,
 le hyétogramme, le graphique (ou histogramme) des intensités (mm/h).
- Le hyétogramme : est la représentation, sous la forme d'un histogramme, de
l'intensité de la pluie en fonction du temps. Il représente la dérivée en un point donné,
par rapport au temps, de la courbe des précipitations cumulées. Les éléments
importants d'un hyétogramme sont le pas de temps Dt et sa forme. Communément, on
choisit le plus petit pas de temps possible selon la capacité des instruments de mesure.
Quant à la forme du hyétogramme, elle est en général caractéristique du type de
l'averse et varie donc d'un événement à un autre.

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Le critère de continuité d'un épisode pluvieux varie selon le bassin versant. Généralement,
deux averses sont considérées comme distinctes : (1) si la précipitation H tombant durant
l'intervalle de temps t qui les sépare est inférieure à un certain seuil et (2) si cet intervalle de
temps est lui-même supérieur à une certaine valeur définie compte tenu du type de problème
étudié. En représentant les averses sous forme de hyétogrammes, la problématique de la
séparation des averses se résume comme suit :
Conditions pour la distinction de deux averses consécutives (1) H durant t < seuil (par exemple 2 mm) et (2)
t > durée choisie en fonction du problème (par exemple 1 heure)
Application :
Dépouillement d’un pluviomètre
S=400Cm2
P=20g d’eau= 20 Cm3
= H X S= 400 X H => H=20/ 400= 0.05Cm= 0.5m
H=0.5mm
01 Basculement=>0.5mm
02 Basculements=>1mm

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Intensité lame ruiselée
temps DT(h) Pp (mm) p cumulée I=h/t Lr= (I-LAM)t
11-11h20 1/3 5 5 15 3
11h20-11h30 1/6 0 5 0 0
11h30-11h35 5/12 6 11 14,4 3,50
11h35-12h05 1/6 0 11 0 0
12h05-12h25 1/3 3,5 14,5 10,5 2,3
12h25-12h35 1/6 2 16,5 12 1,67
12h35--13h10 7/12 5 21,5 8,57 3
13h10-13h20 1/6 0 21,5 0 1
13h20-13h40 1/3 3,5 25 10,5 2,92
13h40-13h50 1/6 2 27 12 1
13h50-14h35 3/4 3 30 4 0,3
14h35-14h45 1/6 2,5 32,5 15 2,08
14h45-15h00 1/4 1,5 34 6 3
15h00-15h10 1/6 0 34 0 2
15h10-15h30 1/3 5,5 39,5 16,5 4,58
15h30-15h40 1/6 0 39,5 0 2
15h40-15h50 1/4 1,5 41 6 1,5
15h50-15h55 1/12 2 43 24 3,67
15h55-16h00 1/12 3 46 36 3
16h00-16h20 1/3 4 50 12 3
16h20-17h00 2/3 3 53 4,5 0,63
Imax=36 Lr= 46
11– Calcul de la moyenne pondérée des précipitations
11.1– La moyenne arithmétique
Celle-ci consiste à calculer la moyenne arithmétique des valeurs obtenues aux stations
étudiées, et s'applique uniquement si les stations sont bien réparties et si le relief du bassin est
homogène. La valeur moyenne de la hauteur de précipitation sur un bassin peut se calculer par
la formule générale suivante :
Pmoy=P1+P2+P3+……+PN/N
Avec :
Pmoy : précipitation moyenne sur le BV
P1+P2+PN : précipitation mesurée au niveau des pluviomètres 1, 2, 3….,N.
11.2- La méthode polygonale de Thiessen
La méthode des polygones de Thiessen est la plus couramment utilisée, parce que son
application est aisée et qu'elle donne en général de bons résultats. Elle convient notamment
quand le réseau pluviométrique n'est pas homogène spatialement (pluviomètres distribués
irrégulièrement). Cette méthode permet d'estimer des valeurs pondérées en prenant en considération

Bassin versant Mme
N.MAKHLOUF
35
chaque station pluviométrique. Elle affecte à chaque pluviomètre une zone d'influence dont l'aire,
exprimée en %, représente le facteur de pondération de la valeur locale.
Les différentes zones d'influence sont déterminées par découpage géométrique du bassin sur une carte
topographique. Dans cette méthode, la procédure est la suivante :
Les stations disponibles étant reportées sur une carte géographique
Relier les stations de mesure adjacentes entre elles par des droites
Sur chacune de ces droites, on trace des perpendiculaires au centre de chacune d’elles
(médiatrices);

Bassin versant Mme
N.MAKHLOUF
36
Les intersections de ces perpendiculaires déterminent des polygones. Chaque polygone
indique la zone d’influence associé au pluviomètre qui s’y trouve
 Les côtés des polygones et/ou la ligne de partage des eaux représentent les limites de
l'aire (et du poids) accordée à chaque station.
 Dans chaque polygone, la hauteur de précipitation choisie est celle relevée à la station
située à l'intérieur de celui-ci
 Obtenir l’aire délimitée par chaque polygone (par planimétrie).
 Les coefficients de pondération se calculent à l’aide de
La précipitation moyenne pondérée Pmoy pour le bassin, se calcule alors en effectuant la
somme des précipitations Pi de chaque station, multipliées par leur facteur de pondération.

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N.MAKHLOUF
37
Avec :
Pmoy = précipitation moyenne sur le bassin,
A = aire totale du bassin (= )
Pi = précipitation enregistrée à la station i,
Ai = superficie du polygone associée à la station i.
Exemple d’application
(1)
Aire
n°
(2)
Pi
(cm)
(3)
Aire
(km2
)
(4)
% aire
(5)
wi.Pi
(5)=(2)*(4)/100
1 80 0.06 1.1
2 65 0.30 5.5
3 60 0.24 4.4
4 100 0.88 16.4
5 106 0.69 12.8
6 108 0.68 12.6
7 105 0.79 14.6
8 64 0.51 9.4
9 90 0.09 1.7
10 70 0.91 16.8
11 90 0.15 2.8
12 75 0.03 0.6
13 38 0.08 1.5
Total
A
PA
P
n
i
ii
moy

 1
.

Bassin versant Mme
N.MAKHLOUF
38
(1)
Aire n°
(2)
Pi (cm)
(3)
Aire (km2
)
(4)
% aire
(5)
wi.Pi
(5)=(2)*(4)/100
1 80 0.06 1.1 0.88
2 65 0.30 5.5 3.58
3 60 0.24 4.4 2.64
4 100 0.88 16.4 16.27
5 106 0.69 12.8 13.78
6 108 0.68 12.6 14.04
7 105 0.79 14.6 15.33
8 64 0.51 9.4 6.03
9 90 0.09 1.7 1.50
10 70 0.91 16.8 11.77
11 90 0.15 2.8 2.50
12 75 0.03 0.6 0.42
13 38 0.08 1.5 0.56
Total 5.41 100 89.43

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39
La position des pluviomètres ainsi que le tracé des polygones sont indiqués dans la figure
suivante.
11.3– La méthode des isohyètes (isovaleurs)
La méthode la plus rigoureuse mais qui présente l'inconvénient de demeurer lourde en dépit
des moyens actuels, est fondée sur l'utilisation des isohyètes.
Cette méthode est généralement considérée comme la plus précise pour calculer la hauteur de
précipitation moyenne sur un bassin. Cependant elle a comme hypothèse que le bassin de drainage
ainsi que les bassins adjacents dans certains cas soient pourvus d’un réseau de pluviomètres afin de
pouvoir inscrire sur une carte les hauteurs de précipitation aux endroits où se trouvent les
pluviomètres, de telle sorte que l’on puisse tracer les lignes isohyètes.
Les isohyètes sont des lignes de même pluviosité (isovaleurs de pluies annuelles, mensuelles,
journalières, etc.).
Grâce aux valeurs pluviométriques acquises aux stations du bassin et aux autres stations
avoisinantes, on peut tracer le réseau d'isohyètes.
Grâce aux valeurs pluviométriques acquises aux stations du bassin et aux autres stations
avoisinantes, on peut tracer le réseau d'isohyètes. Le tracé des isohyètes n'est pas unique comme
celui des courbes de niveau. Il doit être dessiné avec le maximum de vraisemblance compte tenu de la
région, du réseau, de la qualité de la mesure, etc.
Il existe aujourd'hui des méthodes automatiques qui effectuent le tracé d'isovaleurs par des
moyens statistiques élaborés (technique de krigeage). Lorsque les courbes isohyètes sont
tracées, la pluie moyenne peut être calculée de la manière suivante :
Avec
Avec :
Pmoy : précipitation moyenne sur le bassin,
A : surface totale du bassin
Ai : surface entre deux isohyètes i et i+1
K : nombre total d'isohyètes
Pi : moyenne des hauteurs h de précipitations entre
deux isohyètes i et i+1
La précision des calculs dépend de la validité des
lignes isohyètes.
La procédure des calculs se trouve illustrée dans
l’exemple d’application 3-6.
Exemple d’application
La fig. ci-contre montre une carte d’un bassin de
A
PA
P
K
i
ii
moy

 1
.
2
1
 ii
i
hh
P

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40
drainage sur laquelle sont tracées les lignes isohyètes des hauteurs de précipitation annuelles
moyennes
Les pluviomètres sont indiqués par un point entouré d’un cercle et la hauteur annuelle
moyenne associée y est soulignée.
Le tableau suivant, présente la procédure complète des calculs.
(1)
Isohyète
cm
(2)
Aire
comprise à
l’intérieur de
l’isohyète
km2
(3)
Aire
nette entre
2
isohyètes
km2
(4)
Précipitatio
n
moyenne
cm
(5)
Volume de précipitation,
cm-km2
(5)=(3)*(4)
105
100
90
80
70
60
40
< 40
0.79
1.52
2.57
3.47
4.50
5.18
5.39
5.41
0.79
0.73
1.05
0.90
1.03
0.68
0.04
0.02
106.5
102.5
95.0
85.0
75.0
65.0
50.0
39.0
84.14
74.83
99.75
76.50
77.25
44.20
1.80
0.78
Total 5.41 459.15
cm9.84
41.5
15.459
P

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41
Arithmetisches Mittel aller Stationen:
(20+30+60+82+105) /5 =59,4
Arithmetisches Mittel der Stationen im Gebiet: (30+60+105) /3 =65
Thiessen- Polygonen

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42

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43
Evapotranspiration

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44
I. L'évaporation/l'évapotranspiration
L'évaporation se définit comme étant le passage de la phase liquide à la phase vapeur, il
s'agit de l'évaporation physique. Les plans d'eau et la couverture végétale sont les principales
sources de vapeur d'eau. On parle de sublimation lors du passage direct de l'eau sous forme
solide (glace) en vapeur. Le principal facteur régissant l'évaporation est la radiation solaire.
Le terme évapotranspiration englobe l'évaporation et la transpiration des plantes. On
distingue :
 l'évapotranspiration réelle (ETR) : somme des quantités de vapeur d'eau évaporées
par le sol et par les plantes quand le sol est à une certaine humidité et les plantes à un
stade de développement physiologique et sanitaire spécifique.
 l' évapotranspiration de référence (ET0) (anciennement évapotranspiration
potentielle) : quantité maximale d'eau susceptible d'être perdue en phase vapeur, sous
un climat donné, par un couvert végétal continu spécifié (gazon) bien alimenté en eau
et pour un végétal sain en pleine croissance. Elle comprend donc l'évaporation de l'eau
du sol et la transpiration du couvert végétal pendant le temps considéré pour un terrain
donné.
L'évaporation est une des composantes fondamentales du cycle hydrologique et son étude est
essentielle pour connaître le potentiel hydrique d'une région ou d'un bassin versant. En
général, des analyses spécifiques d'évaporation devront être faites pour des études de bilan et
de gestion de l'eau par les plantes. Cependant, ces analyses approfondies sont moins
nécessaires pour les études de projets d'aménagement où l'eau est plutôt considérée sous un
aspect d'agent dynamique.
II.MESURE DES PARAMETRES PHYSIQUES CONDITIONNANT
L'EVAPORATION
Ces mesures sont généralement faites par les services météorologiques. Cependant, dans
certains cas particuliers, les données ne sont pas disponibles à proximité du site envisage ;
dans ce cas, l'hydrologue peut être amené à installer des stations climatologiques plus ou
moins complètes.
II.1 La Température :
II.2 - Mesure de l'humidité de l'air
La mesure directe de l'humidité de l'air est difficile ; aussi utilise-t-on le plus souvent des
mesures indirectes :
a - Psychromètre
b - Hygromètre enregistreur
II.3 - Mesure des pressions
I1.4 - Mesure du rayonnement solaire
I1.5 - Mesure du vent

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45
III. MESURES DE L'EVAPORATION
Les mesures de "l'évaporation" peuvent se faire de différentes façons selon les buts poursuivis
: estimation de l'évaporation à partir d'un réservoir, estimation de l'évaporation potentielle.
Parfois on souhaite même évaluer l'ensemble de l'évaporation et de la transpiration par le
système solvégétaux, c'est à dire directement l'évapotranspiration réelle.
III.1- Mesures de l'évaporation à partir d'une surface libre
Différents types d'appareils ont été conçus mais avec leurs défauts et leurs qualités. Les plus
utilisés sont :
III.1.1 - Bac classe A (du Weather Bureau, U.S.A.)
Ce bac est constitué d'un cylindre métallique de
121,9 cm de diamètre et de 25,4 cm de hauteur.
Dans ce cylindre, on maintient une épaisseur d'eau
de 17,5 à 20 cm. Le cylindre est supporté par un
caillebotis à 15
cm du sol. Le caillebotis doit permettre une bonne
aération sous le bac. Ce bac universellement répandu
ne satisfait que très partiellement l'hydrologue car,
du fait de sa disposition par rapport au sol, il est très
sensible aux variations de température, son inertie
thermique étant faible.
III.1.2 - Bac Colorado et Bac ORSTO
Le bac Colorado et le bac ORSTOM qui en dérive, sont des bacs de section carrée de 92,5 cm
de côté
(1 m pour le bac ORSTOM), d'une hauteur de 60 cm et
enterré de 50 cm.
L'eau est maintenue à 10 cm environ du rebord, soit
sensiblement au niveau du sol. Cet appareil étant enterré et
avec une plus grande épaisseur d'eau, il possède une plus
grande inertie thermique et se rapproche plus des
conditions naturelles.
III.1.3 - Bac CGI 30
De conception analogue au bac Colorado, ce bac, d'origine soviétique, est celui recommandé
par l'O.M.M.
C'est un cylindre de 61,8 cm de diamètre (3 000 cm3) à fond conique. De 60 cm de
profondeur, il est enterré de façon à ce que sa collerette dépasse de 7,5 cm du sol, le niveau
d'eau étant maintenu nu au niveau du sol.

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46
III.1.4 - Utilisation des bacs et des résultats des mesures
Ces bacs doivent toujours être installés dans un site représentatif du milieu hydrologique
ambiant. Sous nos climats, on évitera de mettre les bacs au milieu d'une zone recouverte de
sable ou de gravillons (augmentation de la température) mais plutôt au milieu d'une zone
enherbée. Par ailleurs, les bacs devront être entourés d'un grillage pour éviter que des animaux
viennent y boire.
Chaque bac doit être associé à un pluviomètre pour pouvoir corriger l'évaporation apparente
des précipitations.
Cependant, le pluviomètre doit avoir le même coefficient de captation que les bacs. On
utilisera donc des pluviomètres de mêmes dimensions que les bacs et disposés au sol.
Evidemment, lorsque les averses sont importantes (quelques dizaines de millimètres), il est
illusoire de mesurer avec une bonne précision une évaporation de quelques millimètres au
maximum.
Pour mesurer l'évaporation apparente, on peut utiliser une pointe immergée fixe ; on mesure
alors le volume d'eau à ajouter ou retrancher pour rétablir le niveau du bac.
Cette méthode étant plus pénible pour obtenir une bonne précision, il est préférable d'utiliser
une pointe recourbée montée sur une tige filetée ; une molette graduée permet de déplacer la
pointe.
III.2 - Mesure de l'évaporation à partir de surfaces poreuses : les atmomètres
Ces appareils sont destinés à mesurer une grande caractéristique du pouvoir évaporant de l'air
ambiant. Ces appareils devraient donc avoir les qualités suivantes : faible inertie thermique,
surface évaporante, plane, horizontale et
à comportement de corps noir, faible perturbation du champ des vitesses du vent, ne pas
modifier l'humidité relative de
l'air ambiant au voisinage de l'appareil.
III.2.1 - Le "Black Bellani"
C'est un des appareils qui correspond le mieux aux qualités que l'on
exige d'un atmomètre. L'évaporation se fait à partir d'une surface
poreuse de porcelaine noire de 7,5 cm de diamètre. Cette coupelle
est alimentée en eau à partir d'un réservoir qui sert également à
mesurer la quantité d'eau évaporée.
Les faibles dimensions de l'appareil permettent d'obtenir une faible
inertie thermique, et l'évaporation réduite ne perturbe pas
l'hygrométrie ambiante. Enfin, la couleur noire de la surface
évaporante permet de capter les radiations sur la quasi-totalité du spectre. Cet appareil est
installé sans protection à 2 m du sol, dans une zone représentative.
III.2.2 - Le "Piche"

Bassin versant Mme
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47
Parmi un grand nombre d'autres atmomètres, nous
signalerons
l'atmomètre de Piche, bien qu'il ne réponde
qu'imparfaitement aux qualités exigibles d'un appareil de
mesure. Il est utilisé très fréquemment par les agronomes.
Son emploi se justifie par la simplicité et le faible coût de
l'appareil. La surface évaporante est constituée par un film
de papier buvard blanc, fixé à l'extrémité du tube en verre en
forme de U. Ce tube sert à la fois à l'alimentation et à la
mesure de l'évaporation. La feuille de buvard est changée chaque jour après lecture de
l'appareil Le Piche est disposé à l'intérieur de l'abri météorologique ; aussi la mesure dépend-
elle beaucoup des conditions d'aération.
IV.MESURES ET ESTIMATION DE L'EVAPOTRANSPIRATION
Plusieurs formules permettent d'évaluer l'Etp à partir de différentes mesures climatologiques.
La plus complète et la plus complexe est certainement la formule de Penman basée sur la
notion de bilan énergétique. Cependant, le nombre de paramètres utilisés par cette formule
(différentes températures, hygrométrie, rayonnement global, albédo, etc.) font que son emploi
est rarement possible compte tenu des mesures disponibles.
Ce déficit d'écoulement représente essentiellement les pertes dues à l'évaporation. Il peut
être estimé à l'aide de mesures ou de méthodes de calcul. A titre illustratif, les formules de Turc et Coutagne sont
les suivantes :
IV.1 EVAPOTRANSPIRATION POTENIELLE
IV.1-1- Formule de THORNTHWAITE
THORNTHWAITE a proposé également une formule basée essentiellement sur les températures de l'air :
T : est la température moyenne mensuelle du mois considéré ;
Etp : est l'évapotranspiration potentielle du mois considéré (en mm d'eau) ;
K est un coefficient d'ajustement mensuel.
IV.1-2- La formule de Serra :

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48
Ce dernier a repris la formule de Thornthwaite avec une approximation largement suffisante
aux expressions.
23
.09.0 Ti  5.
100
6.1
 Ia
Avec : T : température moyenne annuelle (mm) ; I : indice thermique égale à la somme des
indices mensuels.
k= coefficient d’ajustement mensuelle.
IV.2 L’évapotranspiration réelle
1. FORMULE DE COUTAGNE
D= P-P2
Avec :
D/ Etr : déficit d'écoulement [mm], Evapotranspiration réelle en mm
P : Pluie moyenne annuelle en mètre ; T : Température moyenne annuelle (°C).
= 1/(0.8 + 0.16 T) : coefficient régional )1........(
2
1
8
1



P
La connaissance du déficit d'écoulement permet d'évaluer le comportement du système ou la
fiabilité des données sensées le décrire, par comparaison entre les valeurs du déficit calculées
directement et les valeurs estimées dans un bassin versant plus grand.
V.3.4.1 - Formule de Turc
TURC a proposé une formule permettant d'évaluer directement l'Etr annuelle moyenne d'un
bassin à partir de la hauteur annuelle de pluie et de la température moyenne annuelle :
Etr : représente l'évapotranspiration réelle (en mm/an) ;
P : la hauteur annuelle de pluie (en mm) ;
t : la température annuelle (en ºC).
Cette formule est d'un emploi aisé mais elle ne donne malheureusement que l'ordre de
grandeur de l'Etr. En effet, cette formule permet l'estimation du "déficit d'écoulement" qui ne
se rapproche de l'évapotranspiration réelle que pour des bassins versant relativement étendus,
sans échanges à la frontière et pour des durées d'observation assez longues pour que l'on
puisse négliger les variations de réserves souterraines
Dans la mesure du possible, on préférera la méthode suivante.

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49
INFILTRATION&
ECOULEMENTS

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50
Chapitre : 4 L'infiltration et la percolation
I. L'infiltration qualifie le transfert de l'eau à travers les couches superficielles du sol, lorsque
celui-ci reçoit une averse ou s'il est exposé à une submersion. L'eau d'infiltration remplit en
premier lieu les interstices du sol en surface et pénètre par la suite dans le sol sous l'action de la
gravité.
II. Paramètres Descriptifs De L'infiltration
L'infiltration influence de nombreux aspects de l'hydrologie, du génie rural ou de
l'hydrogéologie. Afin d'appréhender le processus d'infiltration, on peut définir :
 Le régime d'infiltration i(t), nommé aussi taux d'infiltration, qui désigne le flux d'eau
pénétrant dans le sol en surface. Il est généralement exprimé en mm/h. Le régime
d'infiltration dépend avant tout du régime d'alimentation (irrigation, pluie), de l'état
d'humidité et des propriétés du sol.
 L'infiltration cumulative, notée I(t), est le volume total d'eau infiltrée pendant une
période donnée. Elle est égale à l'intégrale dans le temps du régime d'infiltration
Avec :
I(t) : infiltration cumulative au temps t [mm],
i (t) : régime ou taux d'infiltration au temps t [mm/h]
III. Facteurs influençant l'infiltration
L'infiltration est conditionnée par les principaux facteurs ci-dessous :
 Le type de sol (structure, texture, porosité) - Les caractéristiques de la matrice du sol
influencent les forces de capillarité et d'adsorption, qui régissent en partie l'infiltration.
 La compaction de la surface du sol due à l'impact des gouttes de pluie ou à d'autres effets
(thermiques et anthropiques) - L'utilisation de lourdes machines agricoles dans les champs
peut par exemple avoir pour conséquence la dégradation de la structure de la couche de
surface du sol et la formation d'une croûte dense et imperméable à une certaine profondeur
 La couverture du sol - La végétation influence positivement l'infiltration en ralentissant
l'écoulement de l'eau à la surface, lui donnant ainsi plus de temps pour pénétrer dans le sol.
 La topographie et la morphologie - La pente par exemple agit à l'opposé de la végétation.
En effet, une forte pente favorise les écoulements au dépend de l'infiltration.
 Le débit d'alimentation (intensité de la précipitation, débit d'irrigation).
 La teneur en eau initiale du sol (conditions antécédentes d'humidité) - L'humidité du sol
est un facteur essentiel du régime d'infiltration, car les forces de succion sont aussi fonction
du taux d'humidité du sol. Le régime d'infiltration au cours du temps évolue différemment
selon que le sol est initialement sec ou humide.

Bassin versant Mme
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51
IV. Variation du taux d'infiltration au cours d'une averse
La variabilité spatiale et temporelle de la teneur en eau dans le sol est décrite par des profils
d'infiltration, ou plus généralement profils hydriques, on distingue la distribution verticale
suivante des teneurs en eau dans un sol homogène et lorsque la surface du sol est submergée :
Finalement la pluie qui arrive à la surface du sol y pénètre assez régulièrement selon un front
d'humectation qui progresse en fonction des apports, selon le jeu des forces de gravité
Evaluation du processus d’infiltration :
Parmi de nombreuses méthodes existantes, on peut retenir:
Tableau .1 - Principales fonctions d’infiltration utilisée (D'après Jaton, 1982).
Auteur Fonction Légende
Horton
i(t) : capacité d'infiltration au cours du temps
[cm/s]
i0 : capacité d'infiltration initiale [cm/s]
if : capacité d'infiltration finale [cm/s]
g : constante fonction de la nature du sol [min-1
]
Dvorak-
Mezencev
i1 : capacité d'infiltration au temps t=1 min [cm/s]
t : temps [s]
b : constante
Holtan c : facteur variant de 0,25 à 0,8
w : facteur d'échelle de l'équation de Holtan
n : exposant expérimental proche de 1,4
Philip s : sorptivité [cm.s-0,5
]
A : composante gravitaire fonction de la
conductivité hydraulique à saturation [cm/s]
Dooge a : constante
Fmax : capacité de rétention maximale
Ft : teneur en eau au temps t
Zone d'humidification
Zone de saturation
Zone de transmission Profil hydrique

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52
II. Les écoulements
II.1 Généralités
On distingue deux grands types d'écoulements, à savoir : les écoulements de surface
« rapides » et par opposition, les écoulements souterrains, « lents » qui représentent la part
infiltrée de l'eau de pluie transitant lentement dans les nappes vers les exutoires. Les
écoulements qui gagnent rapidement les exutoires pour constituer les crues se subdivisent en
écoulement de surface et écoulement de subsurface :
 L'écoulement de surface ou ruissellement est constitué par la frange d'eau qui, après
une averse, s'écoule plus ou moins librement à la surface des sols.
 L'écoulement de subsurface ou écoulement hypodermique comprend la contribution
des horizons de surface partiellement ou totalement saturés en eau ou celle des nappes
perchées temporairement au-dessus des horizons argileux.
II.1-A L'écoulement de surface
Après interception éventuelle par la végétation, il y a partage de la pluie disponible au niveau
de la surface du sol :
 en eau qui s'infiltre et qui contribue, par un écoulement plus lent à travers les couches
de sol, à la recharge de la nappe et au débit de base,
 et en ruissellement de surface dès que l'intensité des pluies dépasse la capacité
d'infiltration du sol (écoulement Hortonien) (elle-même variable, entre autre selon
l'humidité du sol). Cet écoulement de surface, où l'excès d'eau s'écoule par gravité le
long des pentes, forme l'essentiel de l'écoulement rapide de crue.
Cependant des crues sont fréquemment observées pour des pluies d'intensité inférieure à la
capacité d'infiltration des sols. Dans ce cas, d'autres processus tel que l'écoulement sur des
surfaces saturées en eau, permettent d'expliquer la formation des écoulements. Des zones de
sol peuvent être saturées soit par contribution de l'eau de subsurface restituée par exfiltration
(d'une nappe perchée par exemple), soit par contribution directe des précipitations tombant
sur ces surfaces saturées.
Il existe ainsi deux modes principaux d'écoulement de surface qui peuvent se combiner :
- l'écoulement par dépassement de la capacité d'infiltration (écoulement
hortonien),
- l'écoulement sur surfaces saturées.
II.1-B/ L'écoulement de subsurface
Une partie des précipitations infiltrée chemine quasi horizontalement dans les couches
supérieures du sol pour réapparaître à l'air libre, à la rencontre d'un chenal d'écoulement. Cette
eau qui peut contribuer rapidement au gonflement de la crue est désignée sous le terme
d'écoulement de subsurface (aussi appelé, dans le passé, écoulement hypodermique ou
retardé). La présence d'une couche relativement imperméable à faible profondeur favorise ce
genre d'écoulement.
*Cet écoulement tend à ralentir le cheminement de l'eau et à allonger la durée de l'hydro
gramme.

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II.1.C/ L'écoulement souterrain
Lorsque la zone d'aération du sol contient une humidité suffisante pour permettre la
percolation profonde de l'eau, une fraction des précipitations atteint la nappe phréatique.
L'importance de cet apport dépend de la structure et de la géologie du sous-sol ainsi que du
volume d'eau précipité. L'eau va transiter à travers l' aquifère à une vitesse de quelques
mètres par jour à quelques millimètres par an avant de rejoindre le cours d'eau. Cet
écoulement, est appelé écoulement de base ou écoulement souterrain. A cause des faibles
vitesses de l'eau dans le sous-sol, l'écoulement de base n'intervient que pour une faible part
dans l'écoulement de crue. De plus, il ne peut pas être toujours relié au même événement
pluvieux que l'écoulement de surface et provient généralement des pluies antécédentes.
L'écoulement de base assure en générale le débit des rivières en l'absence de précipitations et
soutient les débits d'étiage (l'écoulement souterrain des régions karstiques fait exception à
cette règle).
II.1.D/ Ecoulement dû à la fonte des neiges
L'écoulement par fonte de neige ou de glace domine en règle générale l'hydrologie des régions
de montagne ainsi que celles des glaciers ou celles des climats tempérés froids. Le processus
de fonte des neiges provoque la remontée des nappes ainsi que la saturation du sol. Selon les
cas, il peut contribuer de manière significative à l'écoulement des eaux de surface. Une crue
provoquée par la fonte des neiges dépendra : de l'équivalent en eau de la couverture neigeuse ;
du taux et du régime de fonte et finalement des caractéristiques de la neige.
II.1.E/ Bilan annuel des écoulements
L'écoulement total Et représente la quantité d'eau qui s'écoule chaque année à l'exutoire d'un
bassin versant considéré. L'écoulement est la somme des différents termes : écoulement
superficiel Es, écoulement hypodermique Eh et écoulement de base (ou écoulement souterrain)
Eb qui résulte de la vidange des nappes. L'écoulement total s'exprime ainsi :

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FORMULES Evaporation – Transpiration – Evapotranspiration.
formule de Turc :
2
2
9,0
TR
L
P
P
E


L = 300 + 25 t + 0,05 t3
ETR : représente l'évapotranspiration réelle (en mm/an) ;
P : la hauteur annuelle de pluie (en mm) ;
T : la température annuelle (en ºC).
Formule de Thornthwaite :
 a
TCETP 
ETP : évaporation potentielle mensuelle (mm)
T : température moyenne mensuelle en °C
C et a sont fonction de l’indice thermique mensuel.(tableau et abaque)
a
I
T
ETP 






10
.16
T : température moyenne mensuelle du mois considéré
I : indice thermique annuel

12
1
iI
i : indice de chaleur mensuel
514,1
5







t
i (D’après le tableau se sont les 12 valeurs de i correspondant aux 12 valeurs
mensuelles moyennes de la température)
Formule de Serra :
Serra simplifie l’expression de THORNTHWAITE
2/3
09,0 Ti  5,0
100
.6,1 
I
a

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55
Formule de coutagne :
ETR=D= P –λP2
D : déficit d’écoulement annuel (en mètre).
P : précipitation annuelle en mètre.
T : température moyenne annuelle en °C.
T14,08,0
1


Formule applicable pour
8
1
<P<
2
1

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56
Hydrométrie

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57
Chapitre N°06 :La mesure des débits
On appelle hydrométrie l'ensemble des techniques de mesures des différents paramètres caractérisant
les écoulements dans les cours d'eau naturels ou artificiels et dans les conduites. Les deux variables
principales qui caractérisentl'écoulementsont :
 La cote de la surface d'eau libre, notée H et exprimée en mètre. Samesureconcerne la
limnimétrie.
 Le débit du cours d'eau, noté Q et exprimé en m3
/s ou l/s, représentant le volume total d'eau
qui s'écoule à travers une section droite du cours d'eau pendant l'unité de temps considérée.
Samesureest du ressort de la débitmétrie.
Le niveau d'eau dans un canal est facilement observable, mais n'est représentatif que de la section
d'observation et peut être soumis à des modifications dans le temps. Seule la variable débit reflète
physiquement le comportement du bassin versant, et peut être interprétée dans le temps et l'espace.
Généralement, on ne dispose pas d'une mesure directe et continue des débits mais d'un enregistrement
des variations de la hauteur d'eau en une section donnée (station hydrométrique). On passe alors de la
courbe des hauteurs d'eau en fonction du temps H=f(t) (appelée limnigramme ) à celle des débits
Q=f(t) (appelée hydrogramme ) par l'établissement d'une courbe de tarage Q=f(H) (Fig1)
Fig.1 - Passage d'un limnigramme à un hydrogramme par l'intermédiaire de la courbe de tarage
La détermination de la courbe de tarage est généralement effectuée au moyen de campagnes de
mesures de débits épisodiques, dont la fréquence est un élément essentiel de la qualité et de la
précision des données ainsi obtenues. Le nombre de points nécessaire à l'établissement d'une courbe de
tarage est de 10 minimum, répartis entre les basses et les hautes eaux. On appelle jaugeage
l'ensemble des opérations destinées à mesurer le débit d'une rivière.
Il est nécessaire de procéder régulièrement à des vérifications de la courbe de tarage au cours du
temps, pour tenir compte d'éventuelles déficiences de l'appareil de mesure ou modifications de la
section du cours d'eau

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58
I. La mesure des hauteurs d'eau
La mesure des hauteurs d'eau (la limnimétrie) ou de la variation d'un plan d'eau s'effectue
généralement de manière discontinue par la lecture d'une règle graduée (échelle limnimétrique) fixée
sur un support. Pour connaître en continu les variations d'un plan d'eau, on utilise des limnigraphes qui
fournissent sur un support un enregistrement continu des variations du niveau d'eau dans la rivière en
fonction du temps (enregistrement graphique sur bande papier,
enregistrement magnétique sur cassette, etc.).
I.1 Le limnimètre
Le limnimètre est l'élément de base des dispositifs de lecture
et d'enregistrement du niveau de l’eau : il est constitué le plus
souvent par une échelle limnimétrique qui est une règle ou
une tige graduée en métal, placée verticalement, et
permettant la lecture directe de la hauteur d'eau à la station.
Le zéro de l'échelle limnimétrique doit être placé au-dessous des plus basses eaux possibles
dans les conditions de creusement maximum du lit dans la section de contrôle, et ce pour ne
pas avoir de cotes négatives.
I.2. Le limnigraphe
Ces appareils ont pour but d'enregistrer les niveaux
d'eau en fonction du temps.Les principaux types de
limnigraphes utilisés actuellement sont :
 les limnigraphes à flotteur ;
 les limnigraphes à pression ;
 les limnigraphes électroniques à capteur
piézo-électrique.
a- Le limnigraphe à flotteur
Le limnigraphe à flotteur est un appareil qui
maintient un flotteur à la surface de l'eau grâce à un contrepoids, par l'intermédiaire d'un câble
et d'une poulie. Le flotteur suit les fluctuations du niveau d'eau, qui sont reportées sur un
graphe solidaire d'un tambour rotatif (à raison d'un tour par 24h ou par semaine ou par mois).
La précision de la mesure est de 5 mm environ.
b- Le limnigraphe "bulle à bulle"
Le limnigraphe à pression ou "bulle à bulle", mesure les
variations de pression causées par les changements de niveau
d'eau. Cet appareil comprend une bonbonne de gaz comprimé,
un dispositif de contrôle de pression et un tube immergé relié à
la bonbonne. Un débit d'air constant sous pression est envoyé
au fond de la rivière. Par un manomètre à mercure, on mesure
la pression de l'air dans le tube qui est proportionnelle à la
hauteur d'eau au-dessus de la prise installée dans la rivière.

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59
Fig. 4 - Limnigraphe pneumatique
c- les limnigraphes électroniques
Les sondes destinées à remplacer les échelles limnimétriques et autres limnigraphes
classiques, permettent l'automatisation du réseau de mesures des hauteurs d'eau. Le point
commun de la plupart de ces capteurs est l'emploi de paramètres électriques qui varient en
fonction d'une pression exercée sur le système. Citons à titre d'exemple le capteur capacitif et
le capteur à ultrasons.
II. La mesure des débits
Le débit instantané, Q, est le volume d’eau passant à travers la section d'un cours d'eau
pendant une unité de temps :
- Q : débit (en m3/s)
- v : volume (en m3)
- t : temps (en s)
Pour mesurer le débit d'un écoulement naturel (cours d'eau, canal, dérivation...), il existe quatre
grandes catégories de méthodes.
 Les méthodes "volumétriques" (ou jaugeage capacitif) permettent de déterminer le débit
directement à partir du temps nécessaire pour remplir d'eau un récipient d'une contenance
déterminée. Compte tenu des aspects pratiques inhérents à la méthode de mesure (taille du
récipient nécessaire, incertitude sur la mesure du temps, aménagement spécifique éventuel),
cette méthode n'est généralement pratiquée que pour des débits très faibles, quelques l/s au
plus.
 Les méthodes "d'exploration du champ de vitesse" consistent à déterminer la vitesse de
l'écoulement en différents points de la section, tout en mesurant la surface de la section
mouillée. Ces techniques nécessitent un matériel spécifique (moulinet, perche, saumon,
courantomètre...) et un personnel formé à son utilisation. Parmi les nombreuses méthodes
d'exploration du champ de vitesse, les jaugeages au moulinet et au flotteur sont présentés ci-
dessous, ainsi que le principe de fonctionnement des capteurs électromagnétiques.
 Les méthodes "hydrauliques" tiennent compte des forces qui régissent l'écoulement
(pesanteur, inertie, viscosité...). Cesméthodesobéissent aux lois de l'hydraulique.
 Les méthodes "physico-chimiques" prennent en compte les variations, lors de l'écoulement,
de certaines propriétés physiques du liquide (concentration en certains éléments dissous). Ces
méthodes consistent généralement à injecter dans le cours d'eau un corps en solution, et à
suivre l'évolution de sa concentration au cours du temps. Ce sont les méthodes dites «par
dilution» ou encore «chimique».
Toutes ces méthodes de mesures des débits nécessitent généralement un régime d'écoulement en
régime fluvial, sauf les jaugeages chimiques, qui sont appropriés en cas d'écoulement torrentiel.
II.1 Le jaugeage par exploration du champ de vitesse
Rappelons que la vitesse d'écoulement n'est jamais uniforme dans la section transversale d'un cours
d'eau. Le principe de cette méthode consiste donc à calculer le débit à partir du champ de vitesse

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60
déterminé dans une section transversale du cours d'eau (en un certain nombre de points, situés le long
de verticales judicieusement réparties sur la largeur du cours d'eau). Parallèlement à cette exploration
du champ de vitesse, on relève le profil en travers du cours d'eau en mesurant sa largeur et en
effectuant des mesures de profondeur.
Le débit Q [m3
/s] s'écoulant dans une section d'écoulement S [m2
] d'une rivière peut être défini à partir
de la vitesse moyenne V [m/s] perpendiculaire à cette section par la relation :
Q = V ´ S.
La section d'écoulement peut être évaluée en relevant la profondeur d'eau en diverses verticales
réparties régulièrement sur toute la largeur. Plusieurs méthodes permettent de déterminer la vitesse
moyenne de l'eau.
II.1.1. Le jaugeage au moulinet
Le moulinet hydrométrique permet de mesurer la vitesse ponctuelle de l'écoulement. Le nombre de
mesures sur une verticale est choisi de façon à obtenir une bonne description de la répartition des
vitesses sur cette verticale. De manière générale, on fera entre 1, 3 ou 5 mesures suivant la profondeur
du lit.
Débit et champ des vitesses à travers une section.
La vitesse d'écoulement est mesurée en chacun des points à partir de la vitesse de rotation de l'hélice
située à l'avant du moulinet (nombre de tours n par unité de temps). La fonction v = f (n) est établie par
une opération d'étalonnage (courbe de tarage du moulinet). Suivant le mode opératoire adopté pour le
jaugeage, le moulinet peut être monté sur une perche rigide ou sur un lest profilé appelé "saumon"

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61
Fig. 6 - Adaptation du moulinet aux différents modes opératoires
Dans le cas du montage sur perche, le moulinet peut être manœuvré de deux manières :
 directement par l'opérateur placé dans l'écoulement (jaugeage à gué), la perche reposant sur le
fond du lit du cours d'eau. Cette méthode est utilisable dans des sections de profondeur
inférieure à 1 mètre et avec des vitesses d'écoulement inférieures à 1 m/s.
 à partir d'une passerelle, la perche étant suspendue à un support permettant les déplacements
verticaux.
Les différents modes opératoires du jaugeage au moulinet monté sur un lest sont présentés dans le
tableau.1.
Tableau .1. – Méthodes et limites des différents modes opératoires du jaugeage au moulinet
monté sur un lest.
Modes opératoires Limites de la méthode
Mesures à partir d'un pont Profondeur < 10 m et vitesse < 2 m/s
Mesure à l'aide d'un canot Profondeur < 10 m et vitesse < 2 m/s
Mesures à partir de stations téléphériques Lorsque les vitesses à mesurer dépassent 3 m/s.
Mesures à partir d'un bateau mobile Lorsque la rivière est large (> 200 m), uniforme et
sans présence de hauts-fonds afin d'y manœuvrer
facilement.
Fig. 6 - Mesures à partir de stations téléphériques
Finalement, le calcul de la vitesse moyenne de l'écoulement sur l'ensemble de la section S de longueur
L se fait par intégration des vitesses vi définies en chacun des points de la section de profondeur pi
(variant pour chaque verticale de 0 à une profondeur maximale P) et d'abscisse xi(variant pour chaque
verticale de 0 à L) :

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62
L'énorme avantage de la méthode du moulinet est d'être
une technique éprouvée quel que soit son mode
opératoire. Le moulinet reste l'appareil le plus utilisé
pour la mesure des débits en rivière par exploration du
champ des vitesses. Cependant cette méthode nécessite
un matériel lourd ainsi qu'un personnel nombreux et de
qualité
Fig. 7 - Jaugeage au moulinet à l'aide d'un bateau.
 la vitesse d'écoulement dans un chenal n'est pas uniforme
 la friction sur la paroi fait que la vitesse maximum est atteinte au centre, vers la surface
 Déterminer les débits unitaires q pour chaque verticale (calcul par planimétrage) :
 s
dyyvq
y
2
0
m)(
Représenter graphiquement chaque débit unitaire obtenu, par un vecteur
vertical.
 Déterminer le débit Q total de la section considérée (calcul par planimétrage)

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