F . V. Z alesski i

R E F E R E N C E S

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3. JARVIS, Ñ.S. (1935) : D iscussion, Ameri can Soci ety of Ñò // Engi neers Transactions, ðð. 363-365.4. McCARTHY, Gerald Ò. (1938): Senior Engineer, U .S. Engineers' Offi ce, Providence, R. I .,

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Analyse de la formation des crues pluvialesdans les conditions de permafrost(dans 1'Extreme Nord-Est de Union Sovietique)

F .v Zalessk ii , I nst itut de recherches scient ifi ques de constr uct ion du G osstr oi ,M oscou , U R SS

àéâî é : Des s6ries de mesures de dábits s'6tendant sur plusieures àï ï áåâ sont disponibles ðî ødes bassins versants dont la superfi cie est de 0,4 à 100 000 km~ dans Ãåõ1ãé ï å N ord-Est deÃ()ÊÁÁ. Chaque àï ï 6å sur tous les cours d ' eau se produisent des crues de fusion nivale et des cruesprovoquáes par les pluies, les crues pluviales d'6t6 et d'automne avec probabilit6 de production de

moins de 2% 6tant plus ñî ï âÛ 6ãàÛåâ que les crues de fusion nivale.En partant de nombreux pluviogrammes, on constate que 1'intensit6 des pluies produisant des

crues est de 2 à 4 mm/heure; la perte des pr6cipitations ne se fait que par Ã6÷àðî ãà11î ï àla surface du bassin versant ; vu Ãåõ1åï â|î ï g6n6rale des couches impermáables sous forme depermafrost dans la dite r6gion, Ãø é11ãàã|î ï des pr6cipitations dans les couches infárieures ï 'existe

pas.L '6coulement sur les versants que Ãî ï observe dans la couche active du permafrost favorise le

d6gel des enclaves de glaces, la formation des macropodes et se fait selon la loi de la fi ltrationï î ï-l ináaire.

L '6paisseur de la couche active d6gel6e 6tant ðåè consid6rable et les pluies abondantes, on

observe la saturation compl6te ðàã Ãå í de la couche active et le ruissellement superfi ciel sur lesversants. Cette conclusion est Üàâ6å sur les calculs eff ectu6s et est confi rmáe ðàã les observations.

L 'analyse des hydrogrammes montre que dans certaines condit ions Ã6ñî ï 1åø åï ã subsuperfi ciel

favorise la formation du sommet de crue pluviale.

CA R A CT6 RI ST I QU E Î ÉÕ ÅÊÀ ÜÅ D E ÜÀ R EGI ON

L e terr itoire à etudier est situe à ÃÅâ1 du bassin du fi euve I ndiguirka (la páninsuleK amchatka exceptee) . C 'åâã' une region montagneuse avec des var iations ñÃà1& èäå de

1200 m .

8 8 0

A nalyse de ia f ormation des cr ues p luci ales dans ies condi ti ons Í å permaf rost

Sur tout le terr itoire les sols perpetuellement geles gisant en moyenne à une profondeurde 0,5-1,5 ò sont frequents; on ne trouve des « ilots» de sols dege16s que sur le l ittoralde là mer ñÃÎ Ê1þ ñç|ñ.

Sous le l it des cours ñÃåàè, par suite de l 'eff et calorifi que des eaux superfi cielles et des

eaux qui coulent dans les alluvions sous le l it de r iviere, on observe ÃàÜà1ççåò åï ñ de lalimite superieure des sols perpetuellement geles.

Ce phenomene (dit « taliki ») s'observe partout sur les cours d' eau avec des bassinsversants d'une superfi cie super ieure à 200-500 km ; les « tal iki » atteignent j usqu'à des

dizaines de metres de profondeur ; à mesure de Ãàèöò åï ãàã1î ï de la superfi cie du bassin,Ãáðà1ççåèã de sols degeles augmente.

Üà hauteur des precipitations atmospheriques tombees sur le terr itoire à etudier ï 'åçñ

pas reguliere; il tombe en moyenne environ 400 ò ò de ð1ø å, la pluviombtrie annuellevarie entre 200 et 600 mm.

Ü'evaporation moyenne est de 110 à 150 mm.Sur tout le terr itoire, le module de Ãåñî è1åò åï ñ est en moyenne 8 1/sec par km~ avec

des ecarts de 4 à 20 1/sec par km~.

Outre la crue de fusion nivale au printemps, se forment des crues pluvialessur le terr i-toire à átudier presque chaque annee.

Apres Ãàï àlóçå des observations realisees par le Service Hydrometeorologique 6×Æ ÁÁ,pour en ÷åï ñã aux conclusions general isees quant aux crues pluviales, on à choisi 40stations de j augeage à÷åñ les bassins versants de 0,4 jusqu'à 30000 km~, , dont 22 stationsavec une superfi cie de bassin inferieure à 500 km~ ó compris 11 stat ions avec des bassinsinferieurs é 25 km~.

Comme resultat du traitement stat istique separe des sár ies des debits maxima des cruesde fusion nivale et des crues pluviales, on à deduit que le nombre de bassins-versants oupredominent les crues de fusion nivale et le nombre de ceux ou predominent les cruespluviales, d'une frequence de 2% tant pour les uns que ðî ï ã les autres, est pratiquementlå ò åò å sur presque tout le terr itoire envisage. Pour une probabil ity de 1%-2% et moins,predominent plus souvent les debits maxima des crues pluviales.

PR CCI PITA T I ON S

Sur le terr itoire envisage on à installe des pluviometres enregistreurs à 47 stations. 1.àduree des observations pluviomátriques (jusqu'en 1959) est la suivante : moins de 5 ans,

14 stations; de 5 à 10 ans, 13 stations, de 10 à 15 ans, 9 stations; de 15 à 20 ans, 6 stat ionset de 20 é 25 ans, 5 stations.

L 'auteur à analyse les ñ1î ï ï ååç pluviographiques englobant les resultats des observa-tions de plus de 400 stat ions — àï ï 6åç pluviometr iques ou environ 3000 pluies formantles crues.

D 'àðãåç la methode existante, on prend pour une pluie unitaire les precipitations

tombant avec un intervalle ñÒàè moins une heure. Cette defi nition ne correspond pas auxconditions du territoire é etudier . L 'ácoulåmånt subsuperfi ciel et de base j oue un grand

role dans la regular isation des debits; ainsi les intervalles entre les chutes des precipitationsd'une duree de 6-8-10 heures, en regle generale, ne diminuent pas la crue en progressionò åò å sur les petits cours d' eau. Ñ'est pourquoi dans le prásent travail , on prend pour une

pluie unitaire les precipitat ions formant la crue, tombant avec un intervalle ñÒàè moins6 heures.

En resultat, on à la distr ibution suivante pour 1500 pluies : pluies ñÃèï å duree de moinsd'une heure, 1,4% ; ñÃèï å heure à 5 heures, 15,3% ; de 5 à 10 heures, 25,1% ; de 10 à

20 heures, 35,3% ; de 20 é 40 heures, 19,7% ; plus de 40 heures, 3,2 %.Ces donnees montrent que les pluies d'une dur6å: de 10 à 20 heures sont les plus

frequentes. Elles constituent plus ñÃèï tiers de toutes les pluies. Si 1'on compare la duree

88 1

F . V. Z alesskii

des pluies avec le temps de decalage on peut tirer la conclusion que pour les conditionslocales, les crues se forment le plus souvent sur des superfi cies de 300 à 2000 km ; cetteconclusion est confi rmee par les observations.

1.à plupart des pluies exceptionnelles observees au cours des 30 dernieres annees secaracter isent par une intensite prat iquement constante; de plus, nous excluons Éå Ãåãï äåles per iodes init iales et terminales de la pluie durant lesquelles Ã|ï ãåï ç|ãå, comme cela estevident , varie de zero j usqu'à la valeur constante.

Sur le terr itoire à btudier, il n'ó à presque pas de courtes averses intenses pouvantprovoquer de grandes crues, car une grande crue sur le bassin-versant de n ' importe quelle

superfi cie exige au moins 30 mm de precipitations; les resultats du traitement stat istiqueont montre qu'une telle hauteur de precipitations avec une probabilite de 5% tombe

pendant une duree minima de 5-10 heures.En parlant du ãá1å de Ãø ãåï ÿãå des pluies, il faut noter qu'une intensite tres elevee et,

par consequent, la courte duree et la localisation de là ðlø å aboutissent à ñå öèå Ãåñî è1å-ment superfi ciel , Ãåñî è1åø åï ã subsuperfi ciel et Ãåñî è1åø åï ã de base, se rapportent à desp6riodes diff brentes. L ' intensite peut etre moyenne (1-2 mm/heure), mais si toutes lesespeces d'ecoulement se superposent, alors une grande hauteur de precipitat ions formeraune crue ñî ï ÿ ñ1åãàÛå. Ces considerations nous conduisent à la not ion « d'intensite

critique».N ous avons dresse une carte des precipitations maxima pour une duree de 24 heures à

là frequence de 2% du terr itoire envisage. En etablissant la carte nous avons ut ilise lesÉî ï ï ååç de plus de 40 stations mbteorologiques avec des observations de plus de 15 ans.

ECOU L E M EN T SU PER FI CI EL , H Y POD ER M IQU E ÅÒ D E BA SE

Sous Ã|ï éèåï ñå des conditions cl imatiques et de permafrost la formation ñ1å Ãåñî è1åò åï ãen ete s'eff ectue suivant le schema expose ci-dessous.

Les pr6cpitations pluviales s' infi ltrent facilement à travers le reseau des ouvertures

pratiquees par les racines des plantes (le tapis ñÃÜåãÜå, là couche vegetale morte recouvrantle sol des forets), à travers le tapis de mousse, les eboulis de roches, etc. Les eboulis deroches sont depouillbs de toute vegetation ou recouverts par endroits de l ichens. Áø leterritoire envisage les sols absorbant completement les precipitations pluviales sont tr6srepandus.

La profondeur du d6gel du sol var ie en fonction de la nature du sol , de Ãåõðî ÿ ã1î ï duversant , du caractere du transport de là neige pendant Ã1||÷åã, et ñÃàø ãåâ facteurs. Dansles regions de la toundra (prairies arctiques) et sur les versants septentr ionaux, la profon-deur du degel diminue j usqu'à 0,2-0,3 m ; sur les pentes à 1'exposit ion meridionale,

couvertes de blocs de roche (rocail le, gravier), la profondeur du degel est 1,0 m et plus.Sur les terrains inondables par les cours d' eau, vu Ãåéåã' calorifi que des eaux souterraines,Ãåðà|ì åèã de la couche du sol degele atteint jusqu'à 3,0 mbtres.

La presence des sols permeables et la faible intensite des pluies ont pour resultat lapredominance de Ãåñî è1åø åï ã' souterrain pendant la periode des crues d'ete. Ci-dessous

sont citbes les donnees correspondantes de la parcelle experimentale pour Ãåãèñ1å du bilanñÃåàè de la station d'é udå du ruissellement de K olyma (voir tableau 1).

Ü'åàè infi ltráå j usqu'à une certaine profondeur, rencontre un substratum impermeablesous forme ñÃèï å couche de permafrost et elle s'ecoule suivant les pentes dans les l imites

de la couche degelee. Selon le degre de saturation des sols et la hauteur des precipitationstombees, Ãåñî è1åò åï ã peut « surgir » à la surface du sol . 1å point de sortie peut sedeplacer sur le versant en fonction de nombreux facteurs diff erents : intensite et duree dela pluie, profondeur de la couche degelee, le pouvoir de fi ltration du sol , etc. Pour despluies plus fortes, la l imite de sortie de Ãåñî è1åø åï ã' souterrain se éáð1àñåãà du l it ducours d'åàu vers la l igne de partage des eaux; pour des pluies plus faibles cette limite se

882

A nalyse de la f or mati on des cr ues p luoi ales dans les condi ti ons de p er maf rost

T A B L EA U 1

1953 1954 1955 1956 1957 1958

Indice d'6coulement annuel (mm)

Ó compris :6coulement souterrain6coulement superfi ciel :

au printempsåï 616

2 ,3 6,1 3,8 0.9

0,6 0,3 142,9 271,1 224,4 217,6 147,3 219,6

140,6 264,4 220,3 216,7 147,3 219,6

deplacera en sens inverse. Ñ 'est pourquoi les super fi cies des ter rains ñÃåñî è1åò åï 1 super -fi ciel , d 'ecoulement hypodermique et d 'ecoulement de base, sont des valeurs var iables qui

var ient à chaque crue pluviale.La quest ion de savoir si Ãåñî è1åò åï 1 hypodermique et de base peut former ou par t iciper

é là format ion du sommet de la crue pluviale est tres impor tante et interessante. Exami-

nons un exemple : le debit de Ãåñî è1åò åï 1 hypodermique et de base est expr ime par

Q = Ê â Ó (>)

î é :â = L h est la superftcie de la sect ion transver sale du cours d ' eau souter rain ;

L la somme des longueurs des sor t ies du cours ñÃåàè souter r ain dans le rbseau de 111äè é å í å ;

h 1'bpaisseur du cours ñÃåàè souterrain ;

Õ le coeffi cient de fi l trat ion ;J le gradient hydraul ique.

Prenant Õ = 150 ò par j our ; J = 0,15., h = 0,2 m ; L = 5000 m par 1 km i de sur face,È vient Q = 22 500 ò ~ ðàã j our , ou 260 l itres par seconde, ñå qui correspond, approxima-

t ivement , à la valeur des modules specifi ques maxima des pet its bassins-ver sants de la

r6g1on consid6ree.L ors de Ãàï à1óüå des crues, la quest ion du degrb de Ãhumidifi cat ion du bassin-versant

à chaque instant donne, est essent ielle. Pour en avoir une appreciat ion, nous avonsconstru it le graph ique chronologique des 6l6ments du bilan d ' eau . Sur le graphique

chronologique, on por te les cour bes intbgrales des prbcip itat ions, de Ãåñî è1åò åï 1 et deÃá÷àðî ãà11î ï pour Ãàï ï åå potamologique; la d iff erence entre Ãî ãáî ï ï åå des precip ita-t ions et la somme des ordonnbes de Ãåñî ï låò åï 1 et de 1'6vaporat ion donne la valeurabsolue du degree de Ãhumidifi cat ion du bassin-versant à n ' impor te quel le date. À t itreä 'åõåò ð1å, nous avons pr is le ru isseau N ord de la stat ion É'åØ 6å du ru issel lement de

K olyma (fi g. 1) .

T E M PS D E Ð É Ñ À ÜÀ Î Å SU R L E S PE N T E S Å Ò D A N S L E S L I T S

Pour les bassins-versants de super fi cie F ( 250 km ~, , le temps de decalage, pour la ò åò å

ðlø å, est prat iquement le ò åò å. D ans ces condit ions, pour une crue de 1ãé 1èåï ñå 2 % ,le temps de Ãåñî ï 1åò åï 1 hypodermique et de base const itue environ 30 heures, et le tempsde decalage dans les l its est de 4 heures pour F 250 km ; si les superfi cies des bassins-

versants sont plus pet ites, seul le temps de decalage dans les l its dim inuera, car letemps de d6calage sur les pentes ne d6pend pas de la super fi cie du bassin-versant .

À la stat ion ñÃå1èéå de K olyma, le somm et de la crue ar r ive en ò åò å temps à laparcelle expbr imentale ñ1'å1èäå du ru issel lement de dimension 30 õ 15 metres (super fi cieF = 0,00045 1ñò ~) et sur le ru isseau K ontak tovyi N ij n ii avec F 21,2 k m ~, , bien que là

deuxieme super fi cie soit 50 m il le f ois plus grande que la premiere.

8 8 3

F . V. Z alessk ii

I l faut noter que là plus grande crue (de frequence 1,0-0,5%) des 30 dernieres anneesà Éå provoqube ðàã une pluie dont là hauteur des precipitations etait de 120 à 170 mm,et ä'èï å duree de 4 j ours. Üà pluie tombait à÷åñ une faible et uniforme intensite, egale à1,5-2,5 mm par heure. I l est interessant de noter ÃÛ åï ÿ Ì uniforme des prbcipitat ionset de1'ecoulement (fi g. 2).

R ECO M M EN D A T ION S POU R L ES CA L CU L S

Ü'analyse de la formation des crues pluviales à montre que 1'åñî è1åò åï ã' maximumdbpend d'une s6rie de facteurs diffi ciles à evaluer quantitativement vu le niveau actuel de

nos connaissances hydrologiques des regions montagneuses de permafrost . À des fi nspratiques, on à trouve une dependance satisfaisante des debits maxima en fonction d'un

pet it nombre de facteurs.À la base des calculs, nous avons posh la formule appl icable à des formes compliquees

de 1 hydrogramme de crue :

À „ ó à K s~ Ð% ð ~ ( 2 )

î á :À ~ est le parametre, tenant compte de la frequence de la crue et des conditions

physiographiques;è le coeffi cient tenant compte des precipitations;Ks le coeffi cient tenant compte de 1' infl uence des lacs et des marais;

F là superfi cie du bassin-versant, en km ;è 1'exposant.

D .Ü. Sokolovskii (1957) à 6th le premier à btablir que dans les regions ou Ãåñî è1åò åï ã'hypodermique et de base est abondant, les modules specifi ques maxima, jusqu'à èï å

certaine l imite, d6pendent non inversement mais directement de là superfi cie du bassin.Cette supposition est ent ierement confi rmee sur le terr itoire envisage. Sur le graphique

de la dbpendance du module ÿðåñ1éöèå en fonction de la superfi cie du bassin-versant, onvoit la l imite distincte passant dans là rbgion de superfi cie F 500 km~. Les modulesspecifi ques des bassins versants à÷åñ F < 500 Êò ~ sont pratiquement constants, ñ'åâã-a-dire, dans la formule (2) 1'exposant n = 0. Les modules des bassins-versants à÷åñF ) 500 km~ ont une reduction àññèâ6å, dans ces cas è = 0,20.

Comme il 1'à é å ï ï 1|öèå dans le paragraphe « Precipitations» sur le territoire àbtudier il ne tombe presque pas de breves pluies intenses d'une hauteur d' eau ðãåñ|ðéååsuffi sante ðî ø la formation des crues; ceci et aussi le temps de dbcalage approximative-ment identique expliquent ÃàÜüåï ñå de rbduct ion du module specifi que maximum pourF < 500 km~.

Áø le territoire envisage, les terrains marecageux sont largement rbpandus sur tousles 616ments du relief, au fond et sur les pentes des ÷à11ååç, sur les plateaux î á ðàì å laligne de partage des eaux. Ü'etat marecageux des terrains est dQ au pouvoir de retention

des tapis 6ÚåãÜå et de mousse; cet stat marR ageux est le trait caractbr ist ique du terr itoireenvisage. Si Ãé àã marecageux en question exerce une infl uence sur la formation dumodule çðÑñ|éöï å maximum, cette infl uence est done à peu pres la ò åò å pour tous lesbassins-ver sants.

L ' infl uence decisive sur Ãàññï ò ï 1àã|î ï de 1'ecoulement maximum est exercee par lesterrains marbcageux situbs dans les champs 1' inondation des cours d' eau et dans les

terrains adj acents. Ces marais accumulent les debits passant ðàã les champs ñÃ|ï î ï ñ1à6î ïdu cours d' eau principal aussi bien que Ãåñî è1åò åï ã' des aff luents et des pentes.

8 8 6

A nalyse de la f or mati on des crues p luvi ales dans les condi tions de p er maf r ost

Ü'etude de tous les cours ñÃåàö envisages montre que le type indiqu6 de Ãåñàñ ò àãå-

cageux correspond à des profi ls longitudinaux defi nis des cours d' eau. En regle gbnerale,les cours ñÃåàö à pentes de lit de 0,006 et moins ont des champs d'inondation marecageux ;au cas des pentes de lit superieures à 0,006, les champs ñÃø î ï ñ1àñ|î ï ne sont pas ordinaire-ment marecageux, bien qu'on trouve des marais dans les champs d'inondation le long deplusieurs cours d' eau avec des pentes atteignant j usqu'à 0,010.

L 'infi uence de Ãàññø ï ö1àñ|î ï des eaux par les marais est indiquee par deux parametres

de la courbe de distr ibution, la valeur moyenne Q~ et le coeffi cient de var iation Ñ„ ;la dependance du coeffi cient de variation CÄ en fonction de la superfi cie des marais dansles champs d'inondation s'expr ime par une courbe qui tend asymptotiquement vers lavaleur Ñ„ = 0,45-0,50, pour la superfi cie des marais /~ú 30%. Áöã les bassins-versantsqui n'ont pas de terrains marecageux dans les champs d'inondation, le coeffi cient de

variation est proche ñ1å Ãöï |ñå; un resultat presque analogue est obtenu lors du traitementstatistique des donnees ñÃî Üçåã÷àñ|î ï ç.

Pour les bassins-versants avec la superfi cie F ( 500 km~ on à introduit dans la formulede calcul la hauteur des ðãáñ|ð|ñàéî ï ç de 24 heures de frequence 2%, qui est dbterminbå:d'apres une carte hyetographique dressee par Ãàöñåöã. Åå terr itoire est ë è çå åï 4 regions,

ou la hauteur ñ1å Ãåàö precipitee fait 80 mm, 60 mm, 50 mm et 45 mm par j our ; la hauteurde 60 mm, se rapportant aux regions de là province de Magadane les plus peuplees et lesplus ñ1å÷å1î ððååç du point de vue industr iel est prise pour unite.

Üà comparaison des modules specifi ques maxima calcules et reels de frequence 2%,à mis en evidence que les ecarts maxima etaient dans les limites de 18%-30 %.

CON CL U SI ON S

L ' et ude åõðî çåå de là formation et du calcul des crues pluviales nous permet de tirer les

conclusions suivantes concernant le territoire envisage.

1. Les precipitations tombees, à Ãåõñåðñ|î ï des pertes par evaporation, s'infi ltrent dansle sol presque sur toute la surface de chute de pluie. Les pr6cipitations ø é1ñãáåç alimententÃåñî ö1åò åï ñ hypodermique et de base.

2. Åå role de Ãåñî ö1åò åï ñ hypodermique et de base ne se borne pas à allonger la courbede tarissement au cours de la decrue; quand les precipitations tombent continuellementau cours de nombreux j ours, 1'ecoulement hypodermique et de base participe directementà la formation du sommet de la crue.

3. La pluie est une espece de « ðî ò ðå» qui refoule 1'eau dans le sol et le sous-solpendant la saison ñÐåäå. Åå duel possible du sol et la fonte des inclusions de glaceaccroissent le coeffi cient de ß ñãàñ|î ï .

4. Åå facteur important de formation du sommet de la crue est le degre éÚöò |ñ1|éñà-tion du sol du bassin-versant dont la valeur absolue peut etre determinee d'apres legraphique chronologique du bilan annuel ñlå Ãåñî ö1åò åï ñ.

5. Le grand role de Ãåñî ö1åò åï ñ hypodermique et de base n'el imine pas la possibi litede Ãàððàã|ñ|î ï des crues formees uniquement par 1'ecoulement superfi ciel provoque parles pluies intenses. À cause d'une grande diff erence entre là vitesse ñÃåñî ö1åò åï ñ super-fi ciel et celle de 1'ecoulement souterrain, le sommet d'une telle crue apparait avant le

commencement de Ãåñî ö1åò åï ñ intensif hypodermique et de base, et ne se forme que dansles lits des cours ñÃåàö et sur les terrains adj acents.

6. La duree ñÃöï å crue pluviale est en moyenne de 6 à 20 j ours; au cours de cetteperiode, 1'ávaporation est considerable et egale 10-40 mm.

887

Ì . Ì . Char tt er et J . Chaueet

7. La vitesse moyenne de 1'arr ivee des eaux vers la section transversale du lit est de0,01-0,10 mm/sec, et on la determine ñÃàðãåâ le graphique. Åå temps de ruissellement lelong des pentes n 'à aucune relation avec la superfi cie bassin versant, tandis que le temps

de d& alage ñ1åðåï ñ1 de la longueur du lit et, par consequent, de la superfi cie du bassin.

8. À cause de Ãåðà|û åñãã peu considerable de là couche du sol degele, il est possibleque Ãåñî è1åãï åï 1 hypodermique et de base surgisse à la surface du sol pendant les pluiesããåû ï 1åï üåü; les superfi cies des ecoulements superfi ciels, hypodermiques et de base peuventvarier en fonct ion du caractere de là pluie.

9. La confi guration compliquee des hydrogrammes des crues pluviales conduit à ceque plusieurs formules genbtiques ne sont pas util isables; la predominance ñlå Ãåñî è1åò åï 1subsuperfi ciel et de base exclut la possibil ity ñÃàðð1|ñ1èåã les formules basees sur la thbor iede 1'ecoulement superfi ciel le long des pentes.

10. Åå deuxieme facteur essentiel apres là superfi cie du bassin-versant, infl uenqant lemaximum de Ãåðî è!åãï åï 1, c' est Ãàññèï ï ã1àã|î ï ñÃåàï dans les vastes champs inonda-

tion des cours ñÃåàè.

11. Åà reduction du module specifi que maximum (n = 0,20) à l ieu sur les bassins-versants de superfi cie F ) 500 km ; pour les petits bassins, le module sp6cifi que ne dependpratiquement pas de la superfi cie.

Remarques sur les crues de la M arne superieure(Categoric I I I)

Ì .Ì . Chartier, Institut de Geographic,Paris, France

J. Chauvet, Navigation de la Seine,Ðàï è, France

RESUME : Là M arne est une des artbres principales du ráseau de la Seine : d 'une longueur voisinede 500 km, elle draine une superfl cie d' é peine 13 000 km ' ; chaque partie de son bassin ðî ì Ê å

des caractbres physiographiques distincts et exerce une infl uence propre sur le rbgime des cruesde la M arne.

N ous nous attacherons à la seule moit i6 supárieure du bassin, en amont de Chalons-sur-M arne,6 300 km~. En eff et , Ãáãèñ1å des modules interannuels nous à montrd que les apports de cettesurface produisaient 76,7% des volumes d' eau ácoulás dans le cours ø ãåï åèã.

N ous avons retenu les cotes de 307 crues maximales mensuelles observdes en 90 ans. Àðãåðavoir ñ16ãåï ø ï á la ãáðàã111|î ï saisonnibre des crues et les types qu 'elles peuvent pr6senter, nous

avons ñàãàñãáï çá 1åî ã 6volution en fonction de Ãî ï à1ï å du fl ot dominant, de la pente du profi l enlong, de la nature des terrains; ñÃî ñã vient un tableau de la duráe de propagation de ces crues.

QU EL QU ES CA R A CTRR ES G EN 6 RA U X

Åà Marne est une des arteres principales du reseau hydrographique de la Seine. AI5uentde r ive droite de là Seine, elle nait sur le plateau de Langres à Ãà11|1èñ1å de 419 m et,comme ce cours ñÃåàè, la Marne traverse une serie ñÃàèãåî 1åü concentr iques, alterna-

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