Chap. 10 ELEMENTS DE BASE DE L`HYDROLOGIE (HUMIDITE

Page 1 sur 14
Chap. 10 ELEMENTS DE BASE DE L’HYDROLOGIE (HUMIDITE, PRECIPITATION,
REGIME, DEBIT…)
-
Décrire et expliquer le cycle de l’eau ;
Décrire et expliquer le mécanisme de formation des précipitations ;
Présenter les types de précipitations ;
Présenter les différents régimes de cours d’eau ;
INTRODUCTION
L’hydrologie est une science qui a pour objet l’étude de l’eau et de sa circulation naturelle à la
surface de la Terre.
L’hydrologie étudie l’eau sous ses trois états (liquide, solide, gazeux) : l’eau liquide
s’évapore, la neige se sublime1 ou retourne à l’état liquide, la vapeur d’eau se condense et les
précipitations tombent en pluie ou en neige qui alimentent les cours d’eau et les glaciers ;
ceux-ci s’écoulent à la surface des continents et ramènent l’eau à l’océan mondial. En hiver
ou dans les régions froides (hautes montagnes ou hautes latitudes), le sol peut contenir de
l’eau congelée. Le cycle de l’eau est commandé par ses changements d’états incessants.
I- LE CYCLE DE L’EAU
Cycle de l'eau (schéma global)
Sous l'action de l'énergie solaire, l'eau, dans un mouvement incessant, s'évapore et retombe sous forme de
pluie, de neige ou de grêle, s'infiltre ou ruisselle sur les continents ; après un temps de séjour plus ou moins
long (stockage) dans les végétaux, les sols, les nappes souterraines, les glaciers et les cours d'eau, elle rejoint
l'océan, qui présente une immense surface d'évaporation.
© Microsoft Corporation. Tous droits réservés.
Microsoft ® Encarta ® 2009. © 1993-2008 Microsoft Corporation. Tous droits réservés.
1
Sublimation : chimie transformation directe (d'un corps) de l'état solide à l'état gazeux sans passage
intermédiaire à l'état liquide
Page 2 sur 14
A- Définition
C’est la circulation continue et permanente de l’eau dans l’atmosphère, à la surface et dans le
sous-sol de la Terre.
Le cycle hydrologique est un concept qui englobe les phénomènes du mouvement et du
renouvellement des eaux sur la terre. Cette définition implique que les mécanismes régissant
le cycle hydrologique ne surviennent pas seulement les uns à la suite des autres, mais sont
aussi concomitants. Le cycle hydrologique n'a donc ni commencement, ni fin.
B- Le mécanisme
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 saturation2 et provoquer la condensation3
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. Une partie de
la pluie qui tombe peut être interceptée par les végétaux puis être partiellement restituée sous
forme de vapeur à l'atmosphère. La pluie non interceptée atteint le sol. Suivant les conditions
données, elle peut alors s'évaporer directement du sol, s'écouler en surface jusqu'aux cours
d'eau (ruissellement de surface) ou encore s'infiltrer dans le sol. Il peut aussi y avoir
emmagasinement temporaire de l'eau infiltrée sous forme d'humidité dans le sol, que peuvent
utiliser les plantes. Il peut y avoir percolation vers les zones plus profondes pour contribuer au
renouvellement des réserves de la nappe souterraine. Un écoulement à partir de cette dernière
peut rejoindre la surface au niveau des sources ou des cours d'eau. L'évaporation à partir du
sol, des cours d'eau, et la transpiration des plantes complètent ainsi le cycle.
Le cycle de l'eau est donc sujet à des processus complexes et variés parmi lesquels nous
citerons les précipitations, l'évaporation, la transpiration (des végétaux), l'interception, le
ruissellement, l'infiltration, la percolation, l'emmagasinement et les écoulements souterrains
qui constituent les principaux chapitres de l'hydrologie. Ces divers mécanismes sont rendus
possibles par un élément moteur, le soleil, organe vital du cycle hydrologique.
Le cycle de l’eau peut être décomposé en quatre processus distincts : stockage, évaporation,
précipitation et ruissellement. L’eau peut être stockée temporairement dans le sol, les océans, les lacs
et les rivières, ainsi que dans les calottes glaciaires et les glaciers. Elle s’évapore depuis la surface
terrestre, se condense en nuages, retombe sous forme de précipitations (pluie ou neige) sur les
continents et les océans, puis s’écoule, ruisselle et, à nouveau, est stockée ou s’évapore dans
l’atmosphère.
1- Les précipitations
Sont dénommées précipitations toutes les eaux météoriques qui tombent sur la surface de la
terre, tant sous forme liquide (bruine4, pluie5, averse6) que sous forme solide (neige7, grésil8,
grêle9) et les précipitations déposées ou occultes (rosée10, gelée blanche11, givre12,...).
2
Etat dans lequel vapeur et liquide peuvent coexister en équilibre Exemple : la saturation de l'air
Passage de l'état gazeux à l'état solide Exemple : la condensation de la vapeur d'eau. Processus par lequel le
volume d'un gaz diminue et sa densité augmente, en général par liquéfaction, comme dans le cas de la buée,
condensée à partir de la vapeur d'eau.
4
En météorologie : pluie fine et froide La brume est un amas de vapeurs plus ou moins dense qui flotte audessus de la surface de la terre ou de la mer Le brouillard est un nuage produit près du sol par la concentration de
fines gouttelettes d'eau en suspension dans l'air
5
Précipitation atmosphérique sous forme de gouttes d'eau
6
Précipitation atmosphérique abondante, soudaine et qui ne dure pas longtemps.
3
Page 3 sur 14
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 rosée13 par refroidissement
ou augmentation de pression. Pour produire la condensation14, il faut également la présence de
certains noyaux microscopiques, autour desquels se forment des gouttes d'eau 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 turbulence15
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).
En moyenne, les précipitations quotidiennes représentent environ 300 km3.
Approximativement deux tiers s’évaporent à nouveau dans l’atmosphère, le reste alimentant
le débit des rivières avant de retourner à l’océan. Des orages 16 isolés peuvent donner
d’énormes quantités de précipitations. Ainsi, si un système de basses pressions hivernales
provoque, pendant sa durée de vie de plusieurs jours, la chute de quelque 100 km3 d’eau sur la
Terre, un violent orage peut déverser 0,1 km3 d’eau en l’espace de quelques heures sur une
région très limitée.
2- Evaporation et évapotranspiration
7
Précipitation de cristaux de glace transparents qui tombent des nuages en flocons blancs et légers. La neige se
forme autour de noyaux de congélation — poussières ou d'autres petites particules dans l'atmosphère — quand la
vapeur d'eau se condense à des températures situées en dessous du point de congélation. Les cristaux
partiellement fondus se collent les uns aux autres pour former des flocons de neige, qui peuvent parfois mesurer
de 7 à 10 cm de diamètre.
8
Précipitation hivernale formée de pluie partiellement gelée. type de précipitation formée de pluie partiellement
gelée. Par temps froid, quand la pluie pénètre une couche d'air très froid à proximité du sol, elle gèle et se
convertit en neige fondue. Cependant, la pluie ne gèle pas entièrement avant d'atteindre le sol. La neige fondue
est habituellement accompagnée de pluie givrante ou de neige. Quand ce type de précipitation tombe sur les
câbles téléphoniques ou les branches d'arbre glacées, elle forme une couche de glace blanc opaque.
9
Précipitation sous forme de grains de glace et de neige habituellement associées en couches alternées.
10
Condensation de la vapeur d'eau sous forme de gouttelettes déposées sur les surfaces froides, le plus souvent
pendant les nuits fraîches des saisons chaudes de l'année.
11
Abaissement de la température entraînant la congélation de l'eau
12
Mince couche de glace qui se forme par cristallisation de l'humidité dans l'air
13
On appelle point de rosée la température à laquelle la rosée (condensation de la vapeur d'eau sous forme de
gouttelettes déposées sur les surfaces froides, le plus souvent pendant les nuits fraîches des saisons chaudes de
l'année.) commence à se former dans une masse d'air donnée contenant de la vapeur d'eau. L'air, à une
température donnée et à pression normale, ne peut contenir qu'une certaine quantité de vapeur d'eau. Cette
quantité autorisée augmente lorsque la température s'élève, et diminue quand la température baisse. Dans la
soirée, après une journée chaude, la température de l'air chute, ce qui provoque la saturation de l'air qui ne peut
plus contenir une telle quantité de vapeur d'eau. C'est pourquoi l'excès de vapeur d'eau se condense alors sous
forme de rosée sur toutes les surfaces, comme celle d'un brin d'herbe ou d'une vitre.
14
Processus par lequel le volume d'un gaz diminue et sa densité augmente, en général par liquéfaction, comme
dans le cas de la buée, condensée à partir de la vapeur d'eau.
15
Agitation de l'atmosphère qui se manifeste notamment par des tourbillons.
16
Perturbation violente de l'atmosphère, accompagnée de pluie, de vent, de tonnerre et d'éclairs.
Page 4 sur 14
L’évaporation est le processus par lequel l’eau se transforme en vapeur d’eau et, sous cette
forme gazeuse, entre dans l’atmosphère. Le passage direct de la glace à l’état gazeux s’appelle
sublimation. Les végétaux perdent de l’eau par les pores des feuilles (évapotranspiration).
Quotidiennement, environ 1 200 km3 d’eau s’évaporent des océans, des surfaces des
continents, des plantes, des glaciers et des calottes glaciaires ; une quantité presque identique
retombe sous forme de précipitations. Si l’évaporation ne compensait pas l’eau perdue par les
précipitations, l’atmosphère deviendrait entièrement sèche en 10 jours.
La vitesse d’évaporation croît avec la température, l’intensité du rayonnement solaire, la
vitesse du vent, l’importance du couvert végétal et le degré d’humidité du sol. Elle décroît
quand l’humidité de l’air croît. Le taux d’évaporation varie de quasiment zéro aux pôles à
plus de 4 m par an au niveau du Gulf Stream. La moyenne est de 1 m par an. Avec ce taux
d’évaporation, et si précipitations et ruissellement cessaient, le niveau de la mer baisserait
d’environ 1 m par an.
3- L'interception et le stockage dans les dépressions
La pluie (ou dans certains cas la neige) peut être retenue par la végétation, puis redistribuée en
une partie qui parvient au sol et une autre qui s'évapore. La partie n'atteignant jamais le sol
forme l'interception. Son importance est difficile à évaluer et souvent marginale sous nos
climats, donc souvent négligée dans la pratique. La quantité d'eau susceptible d'être
interceptée varie considérablement. Si la végétation offre une grande surface basale ou
foliaire, donc un important degré de couverture, la rétention d'eau peut atteindre jusqu'à 30%
de la précipitation totale pour une forêt mixte, 25% pour les prairies et 15% pour les cultures.
Le stockage dans les dépressions est, tout comme l'interception, souvent associé aux pertes.
On définit l'eau de stockage comme l'eau retenue dans les creux et les dépressions du sol
pendant et après une averse.
Les volumes d’eau impliqués dans le cycle de l’eau sont énormes. On estime à 1,4 milliard de
km3 le volume d’eau total sur Terre. Réparti de façon uniforme à la surface du globe, il lui
correspondrait une épaisseur moyenne de 3 km. Plus de 97 p. 100 de ce volume est constitué
par l’eau des océans (eaux salées). L’ensemble des eaux douces représente environ 41
millions de km3 — 33 millions de km3 sous forme de glaciers, 8 millions de km3 d’eaux
souterraines17, 100 000 km3 contenus dans les lacs, 70 000 km3 dans les eaux des sols.
L’atmosphère contient quant à elle en permanence environ 13 000 km3 d’eau, cette quantité
étant destinée à augmenter si le processus de réchauffement de la Terre persiste, dû à l’effet
de serre.
4- L'infiltration et la percolation
17
Toutes les eaux souterraines s’accumulent, en fait, dans les minuscules vides ou fissures présents dans le soussol et dans les roches. Une infime quantité d’eau est stockée dans des grottes souterraines. À proximité de la
surface terrestre, la majeure partie des sols et des roches sédimentaires sont tellement poreux que l’eau peut
occuper 20 à 40 p. 100 de leur volume. À mesure que croît la profondeur et la pression, les pores et autres vides
dans les roches se referment. Il en résulte que la majeure partie des eaux souterraines se trouvent dans les 8 à 16
km supérieurs de la croûte terrestre.
Page 5 sur 14
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- Le ruissellement
L’eau qui alimente ruisseaux et rivières est appelée ruissellement de surface. Chaque jour,
fleuves et rivières déversent quelque 100 km3 d’eau dans la mer. L’Amazone, le fleuve au
plus fort débit, fournit environ 15 p. 100 de cette eau. Le ruissellement n’est pas constant. Il
décroît au cours des périodes de sécheresse ou des saisons sèches, et augmente pendant la
saison des pluies, les orages et les périodes de fonte des neiges et des glaces.
L’eau atteint les rivières en s’écoulant en surface ou après avoir transité par des aquifères. Le
ruissellement de surface se produit pendant et peu après les pluies torrentielles ou les périodes
de rapide fonte des neiges et des glaces. Il peut provoquer une hausse rapide du niveau des
rivières et donner lieu à des inondations. Le niveau des rivières peut alors augmenter de plus
de 10 m et inonder de larges régions. Il y a dès lors variation du débit de cette rivière.
II- DEBIT ET REGIME DES FLEUVES ET RIVIERES (OU REGIMES
HYDROLOGIQUES)
Le régime hydrologique d'un cours d'eau résume l'ensemble de ses caractéristiques
hydrologiques et son mode de variation ou mode d'alimentation, c'est-à-dire, la nature et
l'origine des hautes eaux (pluviale, nivale ou glaciaire). Il se définit par les variations de son
débit (le débit liquide correspond au volume d'eau écoulé en une seconde en un point donné
d'un cours d'eau. Il se mesure en m3/s).
Les variations du débit d’un cours d’eau peuvent être interannuelles, saisonnières,
journalières ; elles peuvent consister en des pulsations plus ou moins brutales dans un lit
souvent presque à sec.
Chacun de ces critères donne lieu à la définition de plusieurs types de régimes. Mais,
la répartition des débits selon les mois de l'année (variation saisonnière du débit) est le
plus souvent le seul trait retenu pour une classification complète des régimes, tant les
alternances habituelles de hautes et de basses eaux sont apparentes et ont de conséquences
pour les utilisateurs.
Page 6 sur 14
A- Les régimes hydrologiques en fonction de l'apparition et de la fréquence d'événements
hydrologiques extrêmes : crues et étiages18
Le dernier critère de définition des régimes consiste en l'apparition et la fréquence
d'événements hydrologiques extrêmes, les crues et les étiages, qu'il ne faut pas confondre
avec les hautes et les basses eaux saisonnières habituelles, même s'ils en sont parfois
l'exacerbation. Ces épisodes, difficiles à prévoir, sont exceptionnels par leurs causes, leurs
manifestations, leurs conséquences.
1- Les crues19
Gonflements majeurs des cours d'eau, les crues peuvent résulter soit de paroxysmes
pluviaux (de 100 à 200 mm en une heure sur 50 à 200 km2, de 150 à 200 mm en quelques
heures sur 2 000 km2), soit d'averses remarquables par leur durée et leur extension (causes).
Dans le premier cas, la montée des eaux est fulgurante (de 8 à 10 m en quelques heures), et
le débit spécifique maximal énorme, comme au passage des cyclones tropicaux ou lors des
déluges texans, japonais, ou simplement cévenols. Dans le second cas, sur des fleuves longs et
de pente modérée, Mississippi, Huanghe, Amazone..., la montée est lente, le volume
hydrique énorme (plusieurs milliards de mètres cubes pour le Yangzijiang), et les inondations
catastrophiques (manifestations).
Parmi les crues mémorables, celle du Yangzijiang, en 1931, aurait noyé ou écrasé 140 000
personnes ; plus modestement, les crues de la Garonne, au printemps de 1930, celle de la
Seine, à Paris, en janvier 1910, sont de ce type. Dans des régions où sévit le gel, embâcles et
débâcles de glace peuvent être à l'origine d'ondes funestes, comme la célèbre crue du Danube
de 1938 à Budapest. Ce même phénomène, accompagné d'une fusion nivale ou d'averses
pluviales, donne lieu à des débits exceptionnels sur l'Ienisseï ou la Dvina (manifestations).
L'étude des crues est très importante puisqu'elles induisent la plupart du temps de grands
changements au niveau de la morphologie du lit des cours d'eau. Elles peuvent être à l'origine
de catastrophes naturelles, telles que les inondations. Les crues sont souvent liées à des
situations météorologiques exceptionnelles, provoquant de très fortes précipitations ou une La
forme du bassin versant influence le déroulement de la crue. Un bassin versant arrondi
induira une crue avec une pointe souvent bien marquée alors qu'un bassin plus étroit et
allongé induira une crue d'une durée plus importante dont l'amplitude sera cependant plus
réduite. La nature géologique, la topographie ainsi que l'affectation des sols jouent également
un rôle important sur le déroulement des crues.
2- LES ÉTIAGES
Débits exceptionnellement faibles des cours d'eau, les étiages sont dus à des sécheresses
prolongées qu'aggravent des températures élevées. En l'absence de pluie, la seule
alimentation étant celle des sources, un appauvrissement des nappes souterraines au cours
des années ou des saisons précédentes contribue aussi à la faiblesse des débits, ainsi que les
prélèvements d'eau dans les rivières en ces périodes critiques. Les étiages s'établissent
lentement. Au-dessous de débits déjà bas, la décroissance semble se faire sur une même
rivière à un rythme correspondant aux caractères hydrologiques du bassin et qui apparaît dans
la courbe de tarissement.
18
Les termes de crue et d'étiage qualifient les valeurs extrêmes de débit - respectivement les plus fortes et les
plus faibles. Les termes de hautes et basses eaux caractérisent les valeurs respectivement supérieures/inférieures
au débit annuel moyen.
19
La crue est un événement hydrologique ponctuel. Elle ne doit pas être confondue avec les hautes eaux (débits
supérieurs au débit annuel moyen) qui correspondent au gonflement annuel relativement régulier des cours d'eau.
Page 7 sur 14
L'étiage correspond aux plus faibles débits d'un cours d'eau. Comme les crues, il correspond
à un phénomène ponctuel et ne doit pas être assimilé aux basses eaux (débits inférieurs au
débit
annuel
moyen).
Les étiages ne sont pas d'une grande importance au niveau morphologique. Par contre, ils
influencent les biotopes et peuvent aller jusqu'à interrompre la navigation fluviale.
L'alimentation en eau des collectivités peut également poser problème.
B- Classification des régimes en fonction des variations saisonnières des débits
Une autre classification des régimes des cours d'eau est basée d'une part sur l'allure de la
fluctuation saisonnière20 systématique des débits qu'il présente, et d'autre part sur son mode
d'alimentation, c'est-à-dire, la nature et l'origine des hautes eaux (pluviale, nivale ou
glaciaire). L’application de ce critère de variation saisonnière du débit, appliqué aux rivières
les plus simples, permet à Pardé (1933) de distinguer trois types de régimes :


Régime simple :
Régime mixte : 2 maxima et 2 minima, par an, correspondant à plusieurs modes
d'alimentation.
Régime complexe : plusieurs extremas et modes d'alimentation.

1- Le régime simple
Il est caractérisé par une seule alternance annuelle de hautes et de basses eaux (un maximum
et un minimum mensuels au cours de l'année hydrologique) et, en général, traduit la
prépondérance d’un seul mode d'alimentation (régime glaciaire, nival21 ou pluvial). Ce
caractère peut cependant cacher la combinaison de plusieurs influences et confère ainsi aux
régimes des rivières concernées une simplicité apparente.
1.1. Le régime glaciaire
Le régime glaciaire se retrouve en général quand 15 à 20% du bassin est occupé par des
glaciers. Sous nos climats, le régime glaciaire se caractérise entre autres par :






20
Ecoulement assez important (pour les régimes rencontrés en Suisse quelques dizaines
l/s/km2 ).
Débits très importants en été, par suite de la fonte de la glace ; en Suisse, le maximum
annuel unique et très accentué se place en juillet-août.
Débits très faibles en fin d'automne, hiver, début du printemps (quelques l/s/km2).
Amplitude des variations mensuelles des débits très grande (rapport entre les
coefficients mensuels extrêmes), due au rapport crue/étiage très élevé.
Oscillations du débit entre le jour et la nuit en saison chaude (2 à 3 fois plus important
le jour que la nuit)
Grande régularité d'une année à l'autre du régime car la température est de tous les
paramètres météorologiques le moins irrégulier.
La répartition des débits selon les mois de l'année est le plus souvent le seul trait retenu pour une classification
complète des régimes, tant les alternances habituelles de hautes et de basses eaux sont apparentes.
21
Dû à la neige
Page 8 sur 14
Suivant l'altitude moyenne des bassins versants, ces caractéristiques seront plus ou moins
prononcées. Par exemple l'amplitude des variations mensuelles de débits est supérieure à 25
pour les bassins versants de haute altitude (altitude moyenne supérieure à 2500 mètres),et
varie de 12 à 35 pour les bassins de 2300 à 2600 mètres d'altitude moyenne.. Le Rhône en
amont du lac Léman est caractérisé par un régime de type glaciaire (Fig. 9.1 et Fig. 9.3).
1.2. Le régime nival
Le régime nival pur présente sous une forme atténuée certaines des caractéristiques du régime
glaciaire. Le maximum a lieu cependant plus tôt (juin). Il se subdivise en régime nival de
montagne et nival de plaine.
a) Le régime nival de montagne, se retrouve dans les zones montagneuses où la majorité des
précipitations arrive sous forme de neige. Il est caractérisé par :


une fonte progressive de la neige, qui commence d'abord aux altitudes les plus basses
et provoque une crue en mai-juin (pour l'hémisphère Nord)
des basses eaux en été (températures élevées et forte ET0).
La rivière Fraser à Hope aux Canada (Fig. 9.1) est caractérisée par ce régime.
b) Le régime nival de plaine intéresse les régions continentales et maritimes à faible altitude
du nord de l'Europe. Ses caractéristiques sont les suivantes :





Crue violente et brève de printemps (en avril-mai) à la suite de la fusion massive au
printemps des neiges hivernales ; pour une même latitude, la crue en plaine arrive
cependant plus tôt que celle de montagne.
Grande variabilité journalière.
Très grande variabilité au cours de l'année, due à des basses eaux d'été très marquées
(températures élevées et forte ET0)
Grande variabilité interannuelle (les quantités de neige reçues peuvent varier
fortement d'une année à une autre)
Ecoulement important.
Les fleuves sibériens, comme la Lena (Fig. 9.1) ont un régime nival de plaine.
c) On peut aussi distinguer le régime nival de transition que l'on rencontre sur les bassins
versants d'altitude moyenne comprise entre 1200 et 1600 mètres. Il se rapproche davantage
d'un type complexe dans ce sens qu'il présente quatre saisons hydrologiques. Ses
caractéristiques sont les suivantes :



Courbe des coefficients mensuels des débits montrant deux maxima (fort en mai-juin,
et plus modéré en novembre-décembre) et deux minima.
Coefficient minimum, en janvier, de l'ordre de 0,2 à 0,5.
Après un étiage relatif en octobre, on observe en novembre, une légère hausse due à la
pluie, induisant un maximum secondaire de coefficient inférieur à 1.
1.3. Le régime pluvial pur (ou océanique)
Page 9 sur 14
Bien que le régime pluvial appartienne aux régimes simples, il présente des caractéristiques
différentes de celles des régimes précédents. Il se distingue par :



Des Hautes eaux (avec un maximum plus ou moins marqué) en hiver et des basses
eaux en été. Bien qu'il soit fréquent que les pluies de la saison de basses eaux soient
égales ou supérieures à celles de la saison des hautes eaux, les températures étant
élevées, l'évaporation est importante).
Une certaine irrégularité interannuelle ; l'époque du maximum de hautes eaux se
déplace sensiblement d'une année à l'autre suivant le " caprice " des pluies.
Ecoulement généralement assez faible (exemple la Seine: 6 l/s/km2, cf. Fig 9.1)).
C'est le régime des cours d'eau de faible à moyenne altitude (500 - 1000 mètres). Il se retrouve
dans les régions tempérées sans neige.
1.4 Le régime pluvial tropical
On distingue le régime pluvial tropical dont l'allure des courbes de variation de Cm ressemble
au régime glaciaire. Il présente les caractéristiques suivantes :



Sécheresse de la saison froide et abondance des pluies de la saison chaude (de juin à
septembre) ; le maximum se place en fin d'été.
Une grande variabilité des débits au cours de l'année avec des minima pouvant
atteindre des valeurs très faibles. Par exemple à Koulikoro (fleuve Niger), le débit
instantané peut excéder 8000 m3/s en septembre mais rester inférieur à 100 m3/s à la
fin du printemps (voir aussi Fig. 9.1).
Une relative régularité d'une année à l'autre ; on observe cependant des années
marquées par un net déficit des pluies (cas des années 1971 et 1973) en région
subsaharienne.
Le fleuve Sénégal (Fig. 9.1) et le Niger amont (Fig. 9.1 et Fig. 9.4) sont des rivières
caractéristiques du régime tropical.
2. Le régime mixte (ou complexe originel)
Les régimes sont dits complexes quand plusieurs phases hydrologiques se succèdent dans l'année :
deux ou trois saisons d'abondance, deux saisons de pénurie, au moins relative. Quand la complexité
apparaît dès la source, elle est originelle, comme dans les rivières pyrénéennes ou méditerranéennes
de montagne, influencées par la neige, la pluie et l'évaporation.
Il se caractérise par deux maxima et deux minima des coefficients mensuels au cours de
l'année hydrologique. Suivant les modes d'alimentation principaux on distingue le régime
nivo-glaciaire, glacio-nival, nivo-pluvial, pluvio-nival.
2.1 Le régime nivo-glaciaire
Il présente les traits suivants :

Un seul vrai maximum annuel assez précoce (en mai-juin-juillet), correspondant à la
fonte nivale suivie de la fonte glaciaire.
Page 10 sur 14



Variations diurnes relativement élevées pendant la saison chaude.
Grandes variations d'une année à l'autre, mais cependant moindres que pour le régime
nival.
Ecoulement important.
2.2 Le régime nivo-pluvial
Il se caractérise par :




Deux maxima nets, l'un assez prononcé vers avril-mai à la fonte des neiges, et l'autre
en automne (vers novembre) plus modéré. Ce second maximum, dépendant des pluies
tombées en automne, peut être faible (de coefficient inférieur à 1).
Un étiage principal en octobre et un étiage secondaire en janvier, tous deux de l'ordre
de 0,6 à 0,8.
L'amplitude (rapport entre les coefficients mensuels extrêmes) est comprise entre 2 et
5.
Variations d'une année à l'autre pouvant être importantes.
Le haut-Mississippi (avant sa confluence avec le Missouri) présente ce maximum de
printemps correspondant à la fonte des neiges (Fig. 9.1). En Suisse, l'Emme à Emmenmat
(Fig. 9.1 et Fig. 9.5) est un exemple typique de ce régime. Selon l'Atlas hydrologiques de la
Suisse, on classe ce régime suivant l'altitude moyenne, en nivo-pluvial supérieur (altitude
moyenne entre 1000 et 1200 mètres, Préalpes suisses) et nivo-pluvial inférieur (altitude
moyenne entre 750 et 1000 mètres, Jura).
2.3 Le régime pluvio-nival
La tendance pluviale est d'autant plus marquée que le bassin se situe à basse altitude (650 à
750 mètres). Le régime pluvio-nival est caractérisé par :



Deux maximums nets, mais c'est généralement le maximum pluvial en automne-hiver
qui domine. La fonte des neiges ne fait que prolonger la crue hivernale en lui donnant
un sursaut au printemps.
Irrégularité d'une année à l'autre importante.
Une amplitude plus ou moins faible.
La rivière Po en Italie présente un régime pluvio-nival (Fig. 9.1). En Suisse, l'Orbe à Orbe est
caractérisé par un régime de ce type même si le maximum pluvial est du même ordre de
grandeur que le maximum hivernal (Fig. 9.6).
3. Le régime complexe changeant
La plupart des grands fleuves acquièrent un régime complexe changeant dans leur cours inférieur à
cause de la diversité des apports successifs. Le Rhône, le Danube, le Congo en sont des exemples
particulièrement représentatifs.
Le régime complexe est généralement rencontré sur les grands fleuves, dont les affluents,
d'amont en aval, influencent de façon très diverse l'écoulement général. Le régime des grands
fleuves se présente comme une synthèse de ceux de leurs sous-bassins constitutifs, le plus
Page 11 sur 14
souvent très variés du point de vue altitude, climat, etc. Habituellement, ces influences
diverses tendent à atténuer les débits extrêmes et à accroître la régularité annuelle des débits
moyens mensuels, de l'amont vers l'aval (voir Fig. 9.1 pour le Rhin à Rees et le Rhône à l'aval
du lac Léman à Chancy).
C’est le cas des rivières du Cameroun qui prennent leur source dans l’Adamaoua (voir p.35
Géographie : Le Cameroun, Hatier)
C- Les facteurs des régimes hydrologiques
Les facteurs climatiques (nature, abondance et régime des précipitations, température,
évaporation), morphologiques (volume, altitude et formes du relief, nature des terrains,
réserves d'eau souterraines) et biogéographiques (nature et densité du couvert végétal), qui
interfèrent, comme dans tout hydrosystème.
III- L’HUMIDITE ATMOSPHERIQUE
C’est la teneur en eau de l’atmosphère. C’est la quantité de vapeur d’eau22 contenue dans
l’atmosphère. Cette vapeur d'eau provient de l'évaporation des océans, des lacs, des rivières,
etc, de la sublimation des glaces et de la neige, de l'évaporation des précipitations et de
l'évapotranspiration des animaux et des végétaux.
A- Une variation de la quantité de vapeur d’eau dans l’atmosphère en fonction de la
température de l’air
L’atmosphère contient toujours une certaine quantité d’eau sous forme de vapeur d’eau. Mais,
il est une quantité maximale de vapeur d’eau que l’air peut contenir. Dès que l’air atteint cette
quantité, on dit qu’il est saturé. La concentration maximale de l’air en vapeur d’eau est
fonction de la température. La quantité de vapeur d’eau qui sature l’air augmente avec la
température : à 4,4 °C, elle est de 2 kg pour 454 kg d’air humide ; à 37,8 °C, elle est de 18 kg.
Lorsque l’atmosphère est saturée, le niveau d’inconfort est élevé car l’évaporation de la sueur,
chargée de refroidir l’organisme, devient impossible.
La saturation de l’air entraîne la condensation de la vapeur d’eau. La condensation est le
phénomène par lequel la vapeur d'eau se transforme en eau liquide. La condensation solide
correspond à la transformation de vapeur d'eau en glace.
Quand il s'agit de vapeur d'eau, la température de saturation s'appelle point de rosée23.
Supposons qu'à un endroit donné, en été, l'atmosphère inférieure contienne 15 g de vapeur
d'eau par mètre cube.
Si l'air est, par exemple, à 40°C, il paraîtra sec; il influencera peu l'hygromètre ou
l'hygroscope, parce que ces 15 g sont peu de chose comparés aux 50 g qu'il lui faudrait pour
être saturé; son humidité relative sera 15/55 = 0,27. (Pour plus de commodité, on exprime ce
22
Fines gouttelettes d'eau en suspension dans l'air, générées par l'ébullition de l'eau.
En physique température à laquelle la vapeur qui se trouve dans une masse d'air, en un lieu et à une pression
constante donnés, commence à se condenser.
23
Page 12 sur 14
rapport non en centièmes, mais en unités, sur une échelle de 0 à 100 : dans le cas actuel
l'humidité relative serait 27). Pendant la fin de l'après-midi, l'air se refroidit graduellement.
Supposons-le à 22°C, son humidité absolue étant toujours 15; à cette température, il ne
pourrait contenir au maximum que 20 g de vapeur d'eau : son humidité relative sera 15/20 =
0,75; il paraîtra donc très humide.
Abaissons encore la température de 5° C, nous avons atteint le point de saturation, le point de
rosée, correspondant à l'humidité absolue 15, car l'air à 15° ne peut contenir au maximum que
15 g par m3; son humidité relative est maintenant maximum : 15/15 =1, soit 100, sur l'échelle
de l'hygromètre. A partir de ce moment, si l'air continue à se refroidir, il déposera son
excédent sous forme de gouttelettes d'eau, nuage, brouillard ou rosée, et l'excédent
augmentera tant que la température diminuera. Le mécanisme est le suivant : Les molécules
de vapeur d'eau contenues dans l'air vont se condenser en eau liquide au contact des noyaux
de condensation24 ou encore se solidifier au contact des noyaux de congélation si la
température est inférieure à 0 °C. L'eau liquide condensée sur les particules microscopiques
va par la suite s'évaporer et retourner dans l'air sous forme de vapeur d'eau. Tant que le
nombre de molécules de vapeur d'eau qui se condensent est égale au nombre de molécules qui
s'évaporent d'une particule, il ne peut y avoir formation de gouttelette d'eau. Cependant,
lorsque la température de l'air est suffisamment basse, le nombre de molécules qui se
condensent devient plus grand que le nombre de molécules qui s'évaporent. À partir de ce
moment, on dit que l'air est sursaturé25 de vapeur d'eau et il y a formation d'une gouttelette
d'eau. Les nuages sont formés de plusieurs millions de ces gouttelettes.
Les traités de météorologie donnent une table indiquant pour chaque poids de vapeur par
m3 d'air le point de rosée correspondant, c.-à-d. la plus basse température à laquelle l'air
puisse descendre sans perdre de son humidité sous forme d'eau. Plus la quantité d'humidité est
petite, plus le point de rosée est bas. Un mètre cube d'air qui ne contiendrait que 1/2 g de
vapeur ne déposerait d'eau - sous forme de cristaux de glace - qu'à 20°C et même davantage
au-dessous de zéro. Pour 5 g de vapeur, son point de rosée serait à 6°C au-dessus; pour 10 g,
11°C; pour 20 g, 17° C; pour 30 g, 29° C; pour 35 g, 32°C; pour 44 g, 36 °C, etc., en chiffres
ronds.
B- Les grandeurs26 de l’humidité
La teneur en vapeur d’eau d’un volume d’air donné s’exprime au moyen de diverses
grandeurs : l’humidité relative et l’humidité absolue.
1- L’humidité absolue
L’humidité absolue est le nombre de grammes de vapeur d’eau par mètre cube. On mesure
l'humidité absolue d'une masse d'air par le nombre de grammes de vapeur d'eau contenus dans
1 m3 de cet air, ou, ce qui est équivalent, par la tension en millimètres de mercure de la même
vapeur.
2- L’humidité relative
a) La notion
24
Les surfaces planes, telle une vitre de voiture, servent également de noyaux de condensation et de congélation.
Etat d’un système à deux phases (en général un fluide) dans lequel la concentration d’une des phases est
supérieure à celle correspondant à la saturation.
26
Quantité qui peut être mesurée.
25
Page 13 sur 14
L’humidité relative, notion souvent utilisée en météorologie, est le rapport de la teneur en
vapeur d’eau de l’atmosphère à la teneur en vapeur d’eau de l’air saturé à température égale.
L'humidité relative de l'air (ou degré d'hygrométrie), couramment notée φ, correspond au
rapport de la pression partielle de vapeur d'eau contenue dans l'air sur la pression de vapeur
saturante (ou tension de vapeur) à la même température. Elle est donc une mesure du rapport
entre le contenu en vapeur d'eau de l'air et sa capacité maximale à en contenir dans ces
conditions. L'humidité relative est souvent appelée degré hygrométrique. Elle est mesurée à
l'aide d'un hygromètre.
Si la température de l’atmosphère augmente et si aucune modification ne survient dans la
concentration en vapeur d’eau de l’atmosphère, l’humidité absolue demeure identique, mais
l’humidité relative diminue. Une baisse de la température induit une hausse de l’humidité
relative (voir Rosée).
Un air qui semble très sec peut contenir des masses énormes de vapeur, s'il est à
une température élevée, au contraire, à une température très basse, il pourra sembler très
humide, même s'il en contient beaucoup moins.
La pression de vapeur saturante correspond à la pression partielle de vapeur d'eau contenue
dans l'air saturé. La pression de vapeur saturante est une fonction croissante de la température.
Elle est la pression maximale de vapeur d'eau que peut contenir l'air à une température et une
pression déterminée.
L'humidité relative est donc le rapport entre la pression de vapeur d'eau vraiment présente
dans l'air considéré (pression partielle de l'eau dans l’air
) et la valeur de pression
saturante (
) théorique. Elle est exprimée le plus souvent en pourcentage et son
expression devient:
(Voir l’exemple donné au A)
Cette expression supporte les interprétations suivantes :


Comme la pression de vapeur saturante augmente avec la température, pour une même
quantité absolue d'eau dans l'air, de l'air chaud aura une humidité relative plus basse que
de l'air froid. Pour diminuer l'humidité relative d'un volume d'air fermé, il suffit donc de le
réchauffer.
D'autre part, si on ajoute de la vapeur d'eau dans le volume sans changer sa température,
une fois atteinte la saturation (100%), l'humidité relative ne varie plus dans de l'air sans
particule liquide.
b) Les applications
En milieu naturel, la rosée et l'apparition très rapide de moisissures sur la matière organique
morte sont des indicateurs d'humidité relative élevée.
En milieu confiné, une humidité relative élevée favorise les allergies ou pathologies induites
par la présence d'acariens et de spores de moisissures. C'est un des éléments du phénomène dit
de pollution intérieure. Inversement une humidité trop basse est facteur de déshydratation des
muqueuses et d'empoussièrement également néfastes à la santé.
Page 14 sur 14
En météorologie, l'humidité mesure la quantité de vapeur d'eau présente dans l'air, sans
compter l'eau liquide et la glace. Pour que des nuages se forment, et qu'il y ait
des précipitations, l'air doit atteindre une humidité relative légèrement supérieure à 100%
dans le voisinage des gouttelettes qui se forment. Cette sursaturation est nécessaire pour
vaincre la tension de surface des molécules d'eau et ainsi qu'elles s'unissent sur une poussière
servant de noyau de condensation. Après que les gouttelettes ont atteint un certain diamètre,
l'humidité relative retombe à 100% dans leur voisinage. Ceci se produit normalement quand
l'air s'élève et se refroidit.
Typiquement, la pluie tombe ensuite dans de l'air qui n'est pas nécessairement saturé (moins
de 100% d'humidité relative). Une partie de l'eau des gouttes de pluie va donc s'évaporer dans
cet air pendant sa chute, augmentant son humidité, mais pas toujours suffisamment pour que
l'humidité relative atteigne 100%. Il peut même arriver que les gouttes de pluie s'évaporent
complètement avant d'arriver au sol si l'air est suffisamment sec, ce qui donne de la virga et
aucune précipitation au sol.
L'évaporation de la pluie, en tombant dans l'air, refroidit également celui-ci, car l'évaporation
nécessite un apport d'énergie qui est puisé dans l'environnement. Si le refroidissement est
suffisant au sol, la température de l'air peut atteindre le point de rosée de l'environnement, ce
qui augmente l'humidité relative à 100%. On assiste alors à la formation de brouillard ou
de rosée. Cependant, le déficit en eau de l'air sous forme de condensation fait baisser
l'humidité absolue dans ce cas.
Finalement, le refroidissement de l'air par radiation (surtout la nuit) ou le passage sur une
surface plus froide va faire descendre sa température. La quantité de vapeur d'eau y restant
constante, son humidité relative va donc augmenter et on assistera à la formation de brume,
brouillard ou rosée lorsque la saturation sera atteinte.
CONCLUSION