Introduction :
Pour mieux comprendre l’origine de l’eau souterraine et les modalités de son écoulement dans le sous-sol, il est utile de faire une étude hydroclimatologique. Cette étude permet d’estimer les différents paramètres climatologiques, ces derniers permettent d’analyser le comportement hydrodynamique de notre aquifère.
4.2 Analyse morphométrique du bassin versant :
Le bassin versant d’un cours d’eau est défini comme étant la surface topographique drainée par ce cours d’eau et ses affluents, tous les écoulements prennent naissance à l’intérieur de cette surface et doivent traverser la section droite du cours d’eau pour poursuivre leurs trajets vers l’aval.
Le bassin versant de l’oued Guebli appartient aux bassins côtiers constantinois caractérisés par un climat méditerranéen regroupant 5 sous-bassins Fig (4.2).
Le réseau hydrographique bien développé est lié en grande partie à la lame d’eau précipitée, au relief et à la nature des terrains Fig (4.3).
4.2.1 Caractéristiques morphométriques :
Pour le calcul des différents paramètres morphométriques du bassin versant de l’oued Guebli, on s’est basé sur la carte topographique de Collo à l’échelle 1/200 000.
4.2.1.1 Périmètre (P) :
Après avoir mesurer le périmètre du bassin versant manuellement, on a obtenu :
P = 77 cm 154 Km .
4.2.1.2 Superficie (S) :
C’est l’aire du bassin versant délimité des autres bassins limitrophes par la ligne de partage des eaux, cette aire est mesurée manuellement : S = 236,15 cm² 944,6 Km².
4.2.1.3 Forme :
Elle est traduite par l’indice de compacité de Gravelus (Kc) qui est particulièrement important, la forme du bassin tend à s’allonger d’autant plus que la valeur de Kc est supérieure à 1,12, il s’écrit comme suite :
Où :
Kc : indice de compacité de Gravelus ;
P : périmètre stylisé (Km) ;
S : superficie planimètrée (Km²).
Kc =1,4 > 1,12 le bassin a une forme allongée.
4.2.1.4 Répartition altimétrique :
Les côtes du bassin versant de l’oued Guebli sont de 1364 m à l’amont jusqu’à 15 m à l’aval.
4.2.1.4.1 Altitude moyenne :
Elle s’obtient à partir de la courbe hypsométrique qui exprime les variations de l’altitude en (m) en fonction de la superficie (Km²). On utilise la formule suivante :
Où :
Hmoy : altitude moyenne en (m) ;
hi : altitude moyenne entre 2 courbes de niveaux (m) ;
Si : surface comprise entre 2 courbes de niveaux (Km²) ;
St : surface totale du bassin versant (Km²).
D’après la carte hypsométrique Fig (4.4 ), on aura :
Tranche d’altitude (m) Altitude moyenne hi (m) Surface planimétrée Si (Km²) Surface planimétrée en (%) Surface cumulée (Km²) Surface cumulée en (%)
hi.Si
hi.Si
15 - 200 107,5 296,6 31,39 943,99 99,93 31884,5 318139,9
200 - 400 300 353,8 37,45 647,39 68,53 106140 286255,4
400 - 600 500 184,53 19,53 293,59 31,08 92265 180115,4
600 - 800 700 73,73 7,8 109,06 11,54 51611 87850,4
800 - 1000 900 24,83 2,62 35,33 3,74 22347 36239,4
1000 - 1200 1100 8,9 0,94 10,5 1,11 9790 13892,4
1200 - 1364 2564 1,6 0,16 1,6 0,16 4102,4 4102,4
Tab (4.1)
D’après la formule :
4.2.1.4.2 Altitude médiane (H50%) :
Elle exprime les variations de l’altitude en (m) en fonction de la superficie en (%). D’après la courbe hypsométrique Fig (4.5) directement : H50% = 300 m.
4.2.1.4.3 Dénivelée simple ( D ) :
Elle est déduite directement de la courbe hypsométrique : D = H5 % - H95 % (m)
Où :
H5% : altitude des 5% de la surface du bassin versant (m) ;
H95% : altitude des 95% de la surface du bassin versant (m).
Pour le bassin de l’oued Guebli, elle est de l’ordre de 710 m.
4.2.1.4.4 Indices de pentes et relief :
L’objet de ces indices est de caractériser les pentes d’un bassin et de permettre des comparaisons et des classifications.
a) Indice de pente globale ( Ig ) :
C’est un indice qui tient compte de la dénivelée est d’un deuxième élément déterminé empiriquement qui est la longueur du rectangle équivalent.
Où :
Ig : indice de pente globale (m/Km) ;
D : dénivelée simple (m) ;
L : longueur du rectangle équivalent (Km) qui est calculé à partir de la formule suivante :
L = 61,45 Km ,
b) Indice de pente de Roche ( Ip ) :
Cet indice est calculé à partir des données de l’hypsométrie, il est défini comme suite :
Où :
Si : C’est la fraction en % de la superficie S comprise entre 2 courbes de niveaux distants de hi ; L : longueur du rectangle équivalent en (m).
Pour notre bassin Ip = 1,76 (m/Km) = 0,0176%.
4.2.1.4.5 Dénivelée spécifique ( Ds ) :
La dénivelée spécifique ( Ds ) dépend de l’hypsométrie et de la forme du bassin versant. Elle s’écrit sous la forme suivante :
Où :
Ds : dénivelée spécifique en (m) ;
Ig : indice de pente globale (m/Km) ;
S : superficie du bassin versant (Km²).
Ds = 354,98 m.
Selon la classification de l’O.R.S.T.O.M : 250 < Ds < 500 le bassin versant a un relief fort.
4.2.1.4.6 Temps de concentration ( Tc ) :
C’est le temps qui met une goûte d’eau qui tombe au point le plus éloigné de l’exutoire du cours d’eau pour l’atteindre.
Parmi les formules utilisées pour le calculer, celle de GIANDOTTI qui est la suivante :
Où :
Tc : temps de concentration exprimé en heure ;
S : superficie du bassin versant (Km²) ;
Lp : longueur du talweg principal (Km), mesuré manuellement Lp = 54,8 Km ;
Hmoy : altitude moyenne (m) ;
Hmin : altitude minimale (m).
Tc = 14 heures 29 minutes.
La durée est assez longue pour l’évacuation des crues.
Le tableau (4.2) récapitule les paramètres morphométriques précédents.
Paramètres Valeurs Symboles Unités
Superficie planimétrée
Périmètre stylisé
Indice de compacité
Altitude moyenne
Altitude médiane
Altitude maximale
Altitude minimale
Dénivelée simple
Indice de pente global
Indice de pente de Roche
Indice de pente moyenne
Dénivelée spécifique
Longueur du rectangle équivalent
Largeur du rectangle équivalent
Longueur du talweg principal
Temps de concentration 944,6
154
1,4
336,79
300
1364
15
710
11,55
1,76
24,61
354,98
61,45
15,36
54,8
14,29 S
P
Kc
Hmoy
H50%
Hmax
Hmin
D
Lg
Lp
Lmoy
Ds
L
l
Lp
Tc Km²
Km
/
m
m
m
m
m
m/Km
m/Km
m/Km
m
Km
Km
Km
Heure
Tab (4.2) Récapitulatif des paramètres morphométriques
4.2.1.5 Conclusion :
L’analyse morphométrique du bassin versant de l’oued Guebli nous a permis de dégager les principaux paramètres qui ont une influence certaine sur le dynamisme des eaux qui y circulent.
4.3 Analyse statistique des données pluviométriques interannuelles :
4.3.1 L’objectif de l’analyse :
L’analyse des données disponibles est en général le premier pas à franchir dans l’étude d’un phénomène complexe tel que précipitations, dont les lois physiques sont aléatoires ou difficilement prévisibles dans leur ensemble. Ces données hydrologiques constituent dans la plupart du temps le seul outil dont dispose l’hydrogéologue pour comprendre le comportement d’un phénomène (ex : inondation – sécheresse…).
Le but des statistiques est de donner des outils et des méthodes permettant d’analyser, d’interpréter et de comparer les résultats.
On s’intéresse dans notre analyse à une seule série d’observations (série récente de Skikda 1970 - 1997).
Année 1970 1971 1972 1973 1974 1975 1976 1977 1978 1979 1980 1981 1982 1983
P (mm) ann- 707,7 790,9 832,3 660,1 567,4 515,6 654,2 492,0 705,0 906,0 802,7 669,0 1008,0 501,1
Année 1984 1985 1986 1987 1988 1989 1990 1991 1992 1993 1994 1995 1996 1997
P (mm) ann- 1143,8 626,2 849,0 819,0 706,0 573,0 931,0 621,0 879,0 607,0 730,9 532,9 757,7 750,7
Tableau des Précipitations interannuelles
4.3.2 Détermination des paramètres statistiques :
• La moyenne ( x ) :
C’est la valeur centrale de la série qui caractérise l’ensemble par une valeur type.
Où :
N : désigne le nombre d’observations ;
xi : désigne la hauteur de la pluie annuelle de rang i.
• L’écart type ( x ) :
x = 159,07
• La variance ( S ) :
C’est le carré de l’écart type : S = (x )² , S = 25303,26
• Le coefficient de variation ( Cv ) :
C’est le rapport entre l’écart type et la moyenne qu’il rend compte de la plus ou moins dispersion des valeurs autour de leur moyenne.
• L’intervalle total de l’échantillon :
Il représente la différence entre la valeur maximale et la valeur minimale.
R = Xmax – Xmin , R = 651,84 mm
• Le coefficient d’asymétrie ( Cs ) :
Approximativement par la formule :
4.3.3 Détermination des classes de l’échantillon : Tab (4.3)
9 classes ont été choisies dans cette étude (par logiciel).
Classe 1 2 3 4 5 6 7 8 9
Intervalle de l’échantillon
=129,91 1170
-
1040,09 1040,09
-
910,18 901,18
-
780,27 780,27
-
650,36 650,36
-
520,45 520,45
-
390,54 390,54
-
260,63 260,63
-
130,72 130,72
-
0,81
Nombre d’élément 1 2 7 9 6 3 0 0 0
Tab (4.3)
4.3.4 Représentation graphique :
• Histogramme : Fig (4.6)
Il est tracé par le logiciel en fonction de la fréquence absolue (nombre d’éléments de chaque classe). Ce dernier est représenté en ordonnées, et les intervalles de classes en abscisses.
L’intervalle le plus fréquent est (780,27 – 650,36) qui appartient à la classe N° 4, avec un nombre d’éléments égal à 9, par contre l’intervalle le moins fréquent appartient à la première classe (1170 – 1040,09) avec un nombre d’élément égal à 1.
4.3.5 Ajustement de l’échantillon aux lois statistiques : Fig (4.7) . (4.8)
Une étude fréquentielle de la variabilité interannuelle des précipitations paraît importante pour estimer les valeurs limites ou dépassées pendant une période donnée, ou à l’inverse l’estimation de la quantité de pluie précipitée selon la période fixée au préalable.
Ainsi, l’échantillon sera soumis au traitement statistique suivant :
Analyse de l’échantillon et choix de type de loi ;
Estimation des paramètres de l’échantillon ;
Estimation de la valeur de la variable pour la probabilité retenue.
• Calcul de la fréquence F(x) :
Elle est estimée par la formule :
Où :
i : rang de l’observation ;
N : nombre d’observations.
Rang Observation Fréquence ( i = 0,5 / N) Rang Observation Fréquence ( i -0,5 / N)
1 492,00 0,02 15 707,70 0,52
2 401,12 0,05 16 730,92 0,55
3 515,64 0,09 17 750,70 0,59
4 532,92 0,13 18 757,68 0,63
5 567,36 0,16 19 790,90 0,66
6 573,00 0,20 20 802,68 0,70
7 606,96 0,23 21 819,00 0,73
8 621,00 0,27 22 832,30 0,77
9 626,16 0,30 23 849,00 0,80
10 654,24 0,34 24 879,00 0,84
11 660,10 0,38 25 906,00 0,88
12 669,00 0,41 26 930,96 0,91
13 705,00 0,45 27 1008,00 0,95
14 705,96 0,48 28 1143,84 0,98
Tab (4.4) : calcul de la fréquence
4.3.6 Calcul des paramètres de la loi de Gauss : ( loi normale)
La loi de Gauss est définie comme suite :
Avec :
Où :
u : variable réduite de Gauss ;
P : la précipitation moyenne annuelle = 726,39 mm ;
P : l’écart type = 159,07.
P = P u + P A.N : P =159,07 u + 726,39
• Période de retour :
T = 1 / F pour F < 0,5
T = 1 / 1-F pour F > 0,5
On a formé le tableau suivant à partir des fréquences données :
Fréquence (%) Période de retour (an) Variable de Gauss Précipitation (mm)
99,9
99
98
95
90
80
50
20
10
5
2
1
0,1 1000
100
50
20
10
5
2
5
10
20
50
100
1000 3,09
2,32
2,05
1,64
1,28
0,84
0
-0,84
-1,28
-1,64
-2,05
-2,32
-3,09 1217,91
1095,43
1052,48
987,26
929,99
860,00
726,39
592,77
522,78
465,51
400,29
357,34
234,86
Tab (4.5)
4.3.7 Calcul des paramètres de la loi de Gumbel :
La loi de Gumbel est représentée par la formule suivante :
Avec :
Où : u : variable réduite de Gumbel ;
S et X0 : sont les paramètres de la loi.
• Estimation des paramètres à partir des méthodes des moments :
S = 0,78 P = 124,03
X0 = P – 0,577 S = 654,83
A partir de ces paramètres, on peut déterminer la variation de la précipitation selon une période donnée suivant la formule :
Où : P = 124,03 u + 654,83
Donc à partir des fréquences données pour une période donnée, on peut former le tableau des précipitations suivant :
Fréquence (%) Période de retour (an) Variable de Gauss Précipitation (mm)
99,9
99
98
95
90
80
50
20
10
5
2
1
0,1 1000
100
50
20
10
5
2
5
10
20
50
100
1000 6,91
4,60
3,90
2,97
2,25
1,49
0,36
-0,47
-0,83
-1,09
-1,36
-1,52
-1,93 1511,87
1225,36
1138,54
1023,19
933,89
839,63
699,48
596,53
551,88
519,63
486,14
466,30
415,45
Tab (4.6)
En résumé, d’après l’allure des graphes précédemment tracés, on remarque que les 2 lois s’appliquent dans la série choisie et que la loi de Gauss ajuste mieux que celle de Gumbel, où les éléments s’ajustent bien autour de la droite d’ajustement avec un faible résidu.
4.4 Caractéristiques climatiques :
Introduction :
Pour étudier les caractéristiques climatiques d’une région donnée, il faut se baser sur les différents facteurs climatiques qui la caractérise et qui sont par ordre d’importance : précipitations – températures – humidité – évaporation…, ces facteurs jouent un rôle abondant dans la détermination du régime des cours d’eau.
Actuellement, il n’existe plus de stations météorologiques dans notre zone d’étude (Collo), et vu l’absence des données climatologiques récentes on est obligé d’utiliser uniquement les données concernant la série ancienne de Seltser (1913 – 1938), en plus on a utilisé les données récentes de la station professionnelle de Skikda (port) appartenant aux côtiers constantinois qui présente en principe le même climat et la même altitude, étendant de (1970–1997).
4.4.1 Paramètres météorologiques déterminants :
4.4.1 L’humidité :
L’humidité relative est le rapport exprimé en % de la tension de vapeur à la tension maximale correspondant à la température mesurée au thermomètre sec.
L’évolution moyenne mensuelle interannuelle de l’humidité relative calculée à la station de Skikda est mentionnée dans le tableau ci-dessous.
Mois S O N D J F M A M J J A Année
Humi- relative (%) 75,2 75 75,03 74,89 74,51 74,91 75,75 75,30 75,58 75,34 73,19 74,89 74,96
Les valeurs de l’humidité relative sont relativement homogènes, les moyennes mensuelles varient entre 73,19 % et 75,75 %.
4.4.1.2 L’évaporation :
La tension de vapeur saturante de l’eau croit avec la température de celle-ci, la plus haute valeur est atteint au mois de juillet, elle est de 129,45 mm.
Le taux d’évaporation est donc une fonction croissante de la température de l’eau ou de la surface évaporante.
Mois S O N D J F M A M J J A Année
Evapo- (mm) 109,9 105,8 89,4 78,9 88,6 79,4 88,2 90,8 88,17 102,7 129,4 123,7 97,9
4.4.1.3 L’insolation :
Elle traduit la durée du rayonnement solaire, elle est exprimée en heure, le maximum est atteint au mois de juillet avec une durée de 344,56 heures d’insolation.
Mois S O N D J F M A M J J A Année
Inso-(h) 244,3 198,2 164,8 139,5 140,9 158,6 113,8 213,5 267,8 302,8 344,6 312,7 216,8
4.4.1.4 Température :
La température de l’air est un paramètre très important qui rentre dans l’estimation du bilan hydrologique et de son influence sur ce dernier du fait qu’il conditionne l’évaporation et l’évapotranspiration réelle.
Les données traitées intéressent les stations de Collo (1913–1938) et Skikda (1970–1997). Le tableau ci-dessous indique la répartition des températures (min – moy – max) concernant les 2 stations déjà citées.
Mois
S O N D J F M A M J J A Année
Collo
Série ancienne
(1913-1938) Min 18,3 14,2 11,0 8,6 6,6 6,8 8,3 9,8 12,5 16,0 18,3 19,6 12,5
Max 29,7 24,9 20,4 16,7 15,7 16,1 18,4 21,5 24,6 28,5 32,0 32,5 23,4
Moy 24,00 19,55 15,70 12,65 11,15 11,45 13,35 15,65 18,55 22,25 25,15 26,05 17,95
Skikda
Série récente
(1970-1997) Min
Max
Moy 23,15 20,04 16,08 13,44 12,33 12,57 13,31 15,03 17,97 20,96 24,03 24,93 17,82
• Discussion des résultats : Fig (4.10)
Les 2 courbes de températures mensuelles moyennes montrent le mois le plus froid qui est le mois de janvier, et le mois le plus chaud qui est celui d’août, elles représentent encore les variations mensuelles moyennes pour les 2 différentes périodes et stations considérées.
L’examen de ces données montre que le maximum des températures est atteint en août avec 26,05°c pour la station de Collo, et de 24,93°c pour la station de Skikda, alors que le minimum est observé avec une valeur de 11,15°c pour la station de Collo et une valeur de 12,33°c pour la station de Skikda pendant le mois de janvier.
D’après l’allure des 2 courbes, nous remarquons que la température est presque la même dans les 2 stations, ceci est lié à leur même situation et qu’ils ont presque les mêmes conditions orographiques.
Conclusion :
La région de Collo et de Skikda est caractérisée par un climat méditerranéen doux et tempéré des zones côtières, avec un Hiver humide et un Eté sec.
4.4.1.5 Etude des précipitations :
C’est la totalité de la lame d’eau recueillie dans le pluviomètre, quelle que soit l’origine de cette eau, pluie, neige, grêle ou autres formes de condensation.
Nous nous intéressons dans cette étude uniquement aux précipitations liquides (pluies), qui constituent le facteur primordial dans le comportement hydrologique de la région.
L’étude de ce paramètre permet de suivre leur évolution au cours du temps, et l’apport pour la réserve en eau souterraine.
Comme on a déjà mentionné auparavant, on a utilisé les données anciennes de la station de Collo (Seltser) et des données récentes concernant la station de Skikda, en plus on a utilisé des données d’analyses pluviométriques sur l’Algérie établies par CHAUMON et PAQUIN et par l’A.N.R.H afin d’essayer de bien mener notre étude.
Répatition moyenne mensuelle et saisonnière des précipitations :
Pour avoir une idée plus claire sur la pluviométrie de la région, nous avons dressé un tableau comparatif regroupant les données pluviométriques concernant des régions voisines de Collo (Fig ), l’évolution de cette pluviométrie montre que :
• Les mois de décembre – janvier – février sont les plus pluvieux pour les 2 stations ;
• Les mois les plus secs sont respectivement : le mois de juin – juillet – août.
Les résultats de cette répartition sont mentionnés dans le tableau ci-dessous (Tab ). La saison la plus pluvieuse est l’hiver avec une précipitation de 494 mm soit 49,3% de la précipitation totale (1002mm) et la saison la plus sèche est l’été avec une précipitation de 23 mm soit 2,29% pour la station de Collo.
Par contre pour la station de Skikda, les précipitations sont un peu faibles par rapport à celles de Collo, et la saison la plus pluvieuse reste l’hiver d’une pluviométrie de 317,48 mm soit 43,71%, et l’été la saison la plus sèche de 23,32 mm ou 3,21% de la précipitation totale (726,31mm).
Mois
S O N D J F M A M J J A Année
Collo 61 97 135 176 190 128 85 63 44 15 2 6 1002
Automne Hiver Printemps Eté
293 494 192 23
29,24% 49,3% 19,16% 2,29% 100%
Skikda 34,78 79,11 92,10 120,43 104,93 92,12 76,69 70,63 32,2 12,04 2,96 8,32 726,31
Automne Hiver Printemps Eté
206 317,48 179,52 23,32
28,36% 43,71% 24,71% 3,21% 100%
Tab (4.11) : répartition mensuelle et saisonnière des précipitations
des 2 stations(Collo et Skikda)
Répartition annuelle des précipitations :
Il est remarquable qu’il y a une irrégularité de la répartition annuelle des précipitations, l’année la plus pluvieuse est celle de 1984 avec une pluviométrie de 1143,84 mm, alors que le minimum est enregistré en 1977 avec 492 mm ce qui représente une différence de 651,84 mm.
L’histogramme Fig ( ) montre bien le changement des pluies au cours de 28 ans d’observation (série récente) avec un module pluviométrique de 726,39 mm.
Pour la série ancienne ramenée à une période de 50 ans (1913 – 1963) M.CHAUMON et C.PAQUIN ont dressé une carte des précipitations moyennes annuelles qui montre une répartition géographique des précipitations caractérisée par une forte pluviométrie dans les zones à hautes altitudes de l’ordre de 1500 à 2000 mm/an, et de 800 à 1000 mm/an dans les zones à faibles altitudes (plaines).
Calcul de la lame d’eau moyenne précipitée sur le bassin :
Les cartes pluviométriques donnent une vue d’ensemble de la répartition des pluies sur un territoire et une période déterminé, elles comportent généralement la représentation du relief pluviométrique par un ensemble d’isohyètes.
On a appliqué la méthode des isohyètes qui est la plus simple et la plus précise, elle utilise des courbes d’égales précipitations qui ont été tracées à partir des stations situées dans la région, après le tracé de ces courbes, on calcul par planimétrage les surfaces comprises entre 2 isohyètes successives.
Tranche d’isohyète d pi (mm) S i (Km²) P i .S i (mm.Km²)
500 – 600
600 –700
700 – 800
800 – 900
900 – 1000
1000 – 1200
1200 – 1400
1400 – 1600
1600 – 1689 550
650
750
850
950
1100
1300
1500
1644,5 12,72
183,6
263,8
319,9
115,72
24,36
15,76
6,6
1,72 6996
119340
197850
271915
109934
26796
20488
9900
2828,54
Tab(4.12):
La lame d’eau tombée s’obtient par le quotient de la somme des volumes partiels par la surface totale du bassin :
Nous obtenons une lame d’eau précipitée de l’ordre de :
Tranche d’isohyète d pi (mm) S i (Km²) P i .S i (mm.Km²)
800 – 1000
1000 – 1200
1200 – 1500
1500 - 2000 900
1100
1350
1750 195,48
571,60
142,84
34,00 175932
628760
192834
59500
Tab (4.13)
=
Les 2 tableaux représentent la répartition des hauteurs de pluies en fonction des superficies partielles du bassin versant de l’oued Guebli pour le calcul de la lame d’eau moyenne précipitée sur ce dernier, le premier concernant la carte pluviométrique établie par l’A.N.R.H (51993) sur une période de 60 ans……., et le seconde concernant celle de CHAUMON et PAQUIN sur une période de 50 ans.
A titre comparatif entre les 2 cartes, la seconde montre une valeur de précipitation moyenne plus élevée par rapport à la première, cela peut être dû à la dégradation locale de l’écosystème forestier ainsi que le réchauffement du globe.
Relation Température – Précipitation ( Régime thermique ) :
Ces 2 facteurs jouent un rôle primordial dans la détermination du régime climatique de la région ainsi que la détermination des périodes sèches et humides qui donnent une information sur le changement, la réponse de l’aquifère et l’estimation des besoins en eau potable et d’irrigation.
Diagramme ombro-thermique de Gaussen et Bagnouls :
Ce diagramme résulte la combinaison des 2 paramètres climatiques précipitation et température, il permet de déterminer la période sèche qui correspond selon la définition de Gaussen et Bagnouls à la période pendant laquelle les précipitations totales du mois sont inférieures ou égales au double de la température du même mois (Pmm 2 T °c). Cette relation permet d’établir un diagramme pluviométrique Fig( ) sur lequel les températures sont portées à l’échelle double des précipitations.
Lorsque la courbe représentant les précipitations passe au-dessus de la courbe des températures, il s’agit d’une période excédentaire (humide), et si la courbe des températures passe au-dessus de celle des précipitations, il s’agit d’une période déficitaire (sèche).
D’après la courbe ombro-thermique, on constate que la période sèche s’étale depuis le mi-mai jusqu’à la dernière semaine du mois de septembre, et la période humide couvre le reste de l’année.
Détermination de l’humidité du sol (méthode d’Euverte) :
La méthode d’Euverte fait appel à 2 paramètres essentiels qui sont la température et la précipitation établies mensuellement où on effectue le rapport P/T qui permet de connaître l’évolution de l’humidité du sol.
Le rapport permet également de définir 4 types de régimes :
• Un régime très sec où P/T < 1 ;
• Un régime sec où 1 < P/T < 2 ;
• Un régime sub-humide où 2 < P/T < 3 ;
• Un régime humide où P/T > 3.
Mois
S O N D J F M A M J J A
P 34,78 79,11 92,10 120,43 104,93 92,12 76,69 70,63 32,20 12,04 2,96 8,32
T 23,15 20,04 16,08 13,44 12,33 12,57 13,31 15,03 17,97 20,96 24,03 24,93
P/T 1,50 3,94 5,72 8,96 8,51 7,32 5,76 4,69 1,79 0,57 0,12 0,33
Tab (4.14)
D’après le tableau, on remarque que la période sèche s’étend du mois de Mai jusqu’à la fin du mois de septembre et la période humide occupe tout le reste de l’année où P/T > 3.
Climagramme de L.Emberger : (Fig )
Pour mieux comprendre le climat de la région étudiée, on utilise le climagramme de L.Emberger qui est un abaque comportant en ordonnées les valeurs du Q2 données.
La relation : est appelée quotient pluviométrique d’Emberger.
Où :
M : moyenne des maxima du mois le plus chaud en degré absolu (°K) ;
m : moyenne des minima du mois le plus froid en degré absolu (°K) ;
P : précipitation moyenne annuelle en (mm).
Et en abscisses, la moyenne des minima de la saison froide (Hiver) en °C.
A.N: M =
M =
Q2 =
T (°C) =
Le point obtenu de coordonnées ( ) caractérise un climat sub-humide.
Conclusion :
La zone d’étude est caractérisée par un climat sub-humide et une période sèche s’étend du mois de Mai jusqu’à la fin du mois de septembre.
Bilan de l’eau :
Le but de l’analyse du bilan de l’eau est d’évaluer la répartition des précipitations entre les différentes composantes du bilan hydrique à savoir :
L’écoulement – l’infiltration – l’évapotranspiration, ce dernier paramètre étant le plus important dans la mesure où il conditionne l’abondance ou l’absence de l’eau pour l’écoulement et la végétation.
Calcul de l’évapotranspiration :
Définition :
Les hydrologues désigne par évaporation l’ensemble des phénomènes qui transforment l’eau en vapeur par un processus spécifiquement physique.
De grandes quantités d’eau sont évaporées par le processus de transpiration des plantes qui par leurs racines, vont puiser dans la profondeur du sol l’eau nécessaire à leur développement et à leur vie, cette évaporation biologique est appelée transpiration.
La combinaison des 2 phénomènes s’appelle évapotranspiration.
Calcul de l’évapotranspiration potentielle ( ETP ) :
Pour calculer l’ETP, on a rendu compte à utiliser la formule de Thornthwaite à cause de sa convenance dans le climat sub-humide, donc elle est applicable dans notre région, l’ETP est en fonction de la température et de la latitude du lieu considéré. La formule s’écrit comme suite :
Où :
ETP : l’évapotranspiration potentielle corrigée en (mm) ;
t : température mensuelle en (°C ) ;
TE : indice annuel = somme des indices mensuels i ;
a = 675.10-9 TE3 – 771.10-7 TE2 + 1792.10-5 TE + 49239.10-5 = 1,85
K : facteur de correction en fonction de la durée de la journée.
Les résultats sont représentés dans le tableau ci-dessous :
Mois
S O N D J F M A M J J A Total
i 10,17 8,18 5,86 4,46 3,92 4,03 4,4 5,29 6,93 8,75 10,77 11,38 84,14
ETP (mm) 104,06 79,68 53,02 38,05 32,44 33,62 37,37 46,79 65,12 86,58 111,49 119,34 801,56
K à 37° 1,03 0,96 0,84 0,83 0,86 0,84 1,03 1,10 1,22 1,23 1,25 1,17
ETPc (mm) 10,718 76,49 44,53 31,58 27,89 28,24 38,49 51,46 79,44 106,49 139,36 139,62 870,77
Tab (4.15) : calcul de l’ETPc selon la formule de Thornthwaite
pour la station de Skikda (1970 – 1997)
Calcul de l’évapotranspiration réelle (ETR) ou déficit d’écoulement :
L’évapotranspiration réelle (ETR) est appelée souvent déficit d’écoulement (DE) est défini comme étant la quantité d’eau évaporée ou transpirée effectivement par le sol, les végétaux et les surfaces d’eau. Elle dépend de l’ETP et des facteurs actuels du sol (aération, quantité d’eau disponible).
Pour l’estimation de l’ETR, on a établi plusieurs formules et méthodes qui sont en fonction de la température et la précipitation.
Formule de Turc :
Cette formule est applicable à tous les climats du globe comme elle est la plus fiable pour notre région, elle fait intervenir les précipitations et les températures moyennes annuelles.
Où :
ETR : évapotranspiration réelle ;
P : précipitations moyennes annuelles ;
L = 300 + 25 T + 0,05 T 3
T : températures moyennes annuelles.
A.N : P = 726,31 mm
L = 1028,43
T = 17,82 °C
ETR = 614,115 mm, ce qui représente 84,55% des précipitations.
Formule de Coutagne :
Elle tient compte de la pluviométrie et de la température :
D = P – P² avec qui est un paramètre dépendant de la température.
Où :
D : déficit d’écoulement en (m/an) ;
P : précipitation moyenne annuelle en (m) = 0,726 m ;
T : température moyenne annuelle en (°C ) = 17,82 °C.
Cette formule est valable pour P comprise entre 1/8 et 1/2.
La condition d’application est vérifiée.
D = 0,566 m soit 78,01% des précipitations.
Méthode de Wundt : Fig ( )
La valeur de l’ETR ou DE est déduite d’après le diagramme de Wundt qui tient compte de la température et de la précipitation moyenne annuelle.
On obtient : ETR = 650 mm soit 89,49% des précipitations.
Remarque :
On note que la méthode de R.Verdeil n’est pas applicable pour notre région, car elle est établie uniquement pour les régions semi-arides, où les précipitations ne dépassent pas les 600 mm/an.
Le tableau ( ) récapitule tous les résultats concernant l’évaluation de l’ETR en (mm) par les différentes méthodes ainsi que la valeur de l’ETP en (mm) pour la station de Skikda (1970 - 1997).
Paramètres Méthodes Valeurs en (mm) Valeurs en (%)
ETP (mm) Thornthwaite 870,77 119,88
ETR (mm)
Turc
Coutagne
Wundt
Thornthwaite 614,11
566,00
650,00
488,98 84,55
78,01
89,49
67,32
Tab (4.16) : récapitulatif des ETR et de l’ETP concernant
la station de Skikda (1970 - 1997)
Discussion des résultats :
D’après les résultats obtenus représentés dans le tableau ( ) on peut dire que les valeurs de l’ETR obtenues par les méthodes de Turc et Wundt sont assez proches, mais supérieures à celles obtenues par la méthode de Coutagne et Thornthwaite.
Calcul du bilan hydrique selon la formule de Thornthwaite :
Le calcul du bilan hydrique permet de qualifier les transfères d’eau issues des précipitations, et convient de caractériser un sol au point de vue sécheresse ou humidité.
Pour établir ce bilan, il faut d’abord calculer la RFU (Réserve Facilement Utilisable) contenue dans le sol, il s’agit de la quantité d’eau que pourrait contenir un sol pour assurer le fonctionnement physiologique des plantes. Thonthwaite utilisait une valeur moyenne de RFU=100 mm.
En se basant sur les paramètres climatiques majeurs P et ETP, on peut aussi calculer d’autres paramètres pour chaque mois qui sont : ETR , DA et l’excédent.
Plusieurs cas sont à considérer quand à l’établissement du bilan hydrique :
• Si P > ETP : ETR = ETP, et s’il y a un excédent (P – ETP), il va alimenter la RFU, et s’il reste encore un excédent après le remplissage de celui-ci, il va alimenter le ruissellement et l’infiltration ;
• Si P < ETP : ETR = P plus toute ou une partie de la RFU, si malgré l’apport de la RFU, l’ETR est toujours inférieur à l’ETP.
Il existe un déficit agricole DA = ETP – ETR qui représente globalement le besoin en eau d’irrigation des plantes.
Pour le calcul de l’ETR dans notre région, nous avons choisi l’année agricole qui débute en septembre, à cette époque les réserves d’eau du sol sont pratiquement nulles.
Mois
S O N D J F M A M J J A Total
P (mm) 34,78 79,11 92,10 120,43 104,93 92,12 76,69 70,63 32,2 12,04 2,96 8,32 726,31
ETPc (mm) 107,18 76,49 44,53 31,58 27,89 28,24 38,49 51,46 79,44 106,49 139,36 139,62 870,77
P-ETPc(mm) -72,4 2,62 47,57 88,85 77,04 63,88 38,2 19,17 -47,24 -94,45 -136,4 -131,3
RFU (mm) 0 2,62 50,19 100 100 100 100 100 52,76 0 0 0
ETR (mm) 34,78 76,49 44,53 31,58 27,89 28,24 38,49 51,46 79,44 6,48 2,96 8,32 488,98
Exd (mm) 0 0 0 39,04 77,04 63,88 38,2 19,17 0 0 0 0 237,33
DA (mm) 72,4 0 0 0 0 0 0 0 0 41,69 136,4 131,3 381,79
Tab (4.17) : bilan d‘eau selon Thornthwaite pour la station de Skikda (1970 – 1997)
On constate qu’à partir du mois d’octobre, les précipitations deviennent supérieures à l’ETP, nous avons une reconstitution d’une partie des réserves du sol qui atteint les 100 mm du mois de décembre jusqu’au mois de Mai, on enregistre un excédent de 237,33 mm qui atteint leur maximum au mois de janvier (77,04 mm) et qui prenne disparition au mois de Mai et où les réserves commencent à s’épuiser jusqu’à devenir nulles du mois de juin au mois d’octobre avec un déficit agricole de l’ordre de 381,79 mm durant la même période d’où l’intérêt à entreprendre l’irrigation en cette période déficitaire.
Détermination du ruissellement et de l’infiltration :
Pour déterminer le ruissellement superficiel, on utilise la formule empirique de Tixeront-Berkaloff qui est en fonction de la précipitation et de l’évapotranspiration potentielle.
, soit 23,18% des précipitations annuelles.
D’où à partir de l’expression générale du bilan hydrologique qui exprime l’égalité des apports et des pertes évaluées sur des grandes périodes, on peut calculer l’infiltration I :
P = ETR + R + I + W
Avec :
P : précipitation moyenne annuelle en (mm) ;
ETR : évapotranspiration réelle annuelle en (mm) ;
R : la lame d’eau ruisselle en (mm) ;
I : désigne l’infiltration en (mm) ;
W : désigne la variation des réserves d’eau en (mm) considérée comme négligeable.
I = P – ( ETR + R )
I = 68,90 mm , soit 9,48% des précipitations annuelles.
Discussion des R et I :
On remarque que le bassin versant ne recueille qu’une modeste quantité d’eau représentant 9,48% des apports liquides, et toute l’autre partie s’évapore et ruisselé vers la mer.
Remarque :
On n’a pas tenu compte de plusieurs paramètres tels que la perméabilité ainsi que la morphologie du terrain et l’intensité de la couverture végétale pour le calcul de I alors cette dernière reste toujours à élucider.
Conclusion :
Ce chapitre a fait l’objet d’une description et d’une analyse de divers facteurs climatologiques du bassin versant de l’oued Guebli. Les mesures présentées concernent une période ancienne de Seltser (1913 – 1938) pour la station de Collo, et une période récente (1970 – 1997) pour la station de Skikda qu’on a pris comme référence vue le manque de données récentes sur le site étudié (Collo) ;
• Les précipitations moyennes dans la région d’étude sont de l’ordre de 726,31 mm pour la station de Skikda et de 1002 mm pour la station de Collo ;
• La lame d’eau écoulée sur le basin versant de l’oued Guebli est de 810,90 mm obtenue par la méthode des isohyètes (carte établie par l’A.N.R.H 1993) ; et de l’ordre de 1119 mm pour celle de CHAUMON et PAQUIN ;
• La variation des températures durant l’année se fait d’une manière progressive avec une moyenne de 17,82°C sur l’ensemble de la région ;
• L’ETR a une valeur de 488,98 mm ce qui représente 67,32% des précipitations ;
• Le ruissellement et l’infiltration représentent ensemble l’excédent qui est estimé à 237,33mm ou 32,67% des précipitations ;
• Le déficit des précipitations pour satisfaire l’évapotranspiration réelle serait de 381,79 mm répartit de janvier à octobre, donnant ainsi une idée sur l’irrigation nécessaire aux cultures ;
D’une manière générale notre région est caractérisée par un climat sub-humide (type méditerranéen) avec une saison pluvieuse allant en moyenne du mois d’octobre jusqu’au mois d’avril et un Eté sec.
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2013-03-01, 20:10
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