recherches sur la signification hydrogéologique de la...
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MINISTÈRE DU DÉVELOPPEMENT INDUSTRIEL ET SCIENTIFIQUE
BUREAU DE RECHERCHES GÉOLOGIQUES ET MINIÈRES
SERVICE GÉOLOGIQUE NATIONAL
B.P. 6009 - 45018 Orléans Cedex - Tél.: (38) 66.06.60
Recherches sur la signification hydrogéologiquede la densité du drainage.
Application à la détermination et à la cartographiede l'écoulement souterrain.
par
B. RAMBERT
Département géologie de l'aménagementHydrogéologie
B.P. 6009 - 45018 Orléans Cedex - Tél.: (38) 66.06.60
73 SGN 422 AME Décembre 1973
R e s u m e
Ce travail qui rentre dans le cadre des études méthodologiques
d1hydrogéologie du département "Géologie de l'aménagement" avait pour but de
rechercher dans quelle mesure les caractéristiques topographiques d'un bassin
versant, et plus particulièrement la densité de drainage (Dd = rapport de la
longueur des cours d'eau à la superficie d'un bassin versant), pourraient être
utilisées comme un index facilitant l'évaluation et la cartographie des res-
sources en eau souterraine d'une région-
Certains auteurs ont déjà abordé cette question :
- les uns, particulièrement américains, ont tenté d'établir des relationsdirectes entre Dd et Qb (écoulement souterrain),
- les autres ont utilisé Dd comme élément de cartographie.
La première partie de ce rapport consiste en une enquêtebibliographique dont nous avons analysé et critiqué les résultats.
Nous avons tenté, dans la seconde partie, d'appliquer systé-matiquement les méthodes ainsi répertoriées au cas concret de bassins françaissitués en Bretagne et dans les Cévennes et les Causses.
Cette étude a permis de préciser dans quelles limites ilétait relativement intéressant d'utiliser Dd :
1°) en association à d'autres facteurs, il sert à définir des unités hydro-géomorphologiques cartographiables,
2°) il peut en tant qu'index permettre d'évaluer l'écoulement souterrain dansdes conditions d'écoulement total donné.
S O M M A I R E
RESUME
1. INTRODUCTION GENERALE
2. ETUDE BIBLIOGRAPHIQUE
2.1. Introduction
2.2. Densité de drainage2.2.1. Définition2 .2 .2 . Détermination des différents termes de l'équation
2 .2 .2 .1 . Superficie du tas sin versant2 . 2 . 2 . 2 . Longueur des cours d'eau
2 .2 .3 . Importance relative de la méthode d'évaluation de D d utilisée
2 .2 .3 .1 . MORISAWA2 . 2 . 3 . 2 . SCHNEIDER2.2 .3-3 . DIXON et MASSEY2 .2 .3 -4 . TRAITJER2 .2 .3 .5 . LANGBEIN
2.3 . Différents facteurs du drainage
2 .3 .1 . Relation densité de drainage - capacité d'infiltration ettransmissivité
2.3.1.1. HORTON
2.3.1.2. CARLSTON
2.3-2 . Autres facteurs
2.3.2.1. CHORLEY et MORGAN2.3.2.2. MAINQUET2.3.2.3. CANUTT et TACCONI2.3.2.4. TRAINER
2.4. Relation densité de drainage - Ecoulement2.4.1. Principe
2.4.1.1. Relation entre D- et transmissivité
2.4.1.2. Relation entre écoulement et transmissivité
2.4.2. Différentes études répertoriées
2.4.2.1. CARLSTON
2.4.2.1.1. But de l'étude2.4.2.1.2. Bassins étudiés2.Í+.2.I.3. Résultats
II
2.1+.2.2. TRAINER
2 .h .2 .2 .1 . But de l'étude2 . ¿+.2.2.2. Bassins étudiés2 A . 2 . 2 . 3 . Démarche suivie et résultats
2 . U . 2 . 3 . ORSBORN
2.1+.2.3.1 . But de l'étude2 .k .2 .3 .2 . Bassins étudiés2.14.2.3-3. Résultats
2.5. Utilisation de la densité de drainage comme élément de cartographie
2.5-1 . CANUTI et TACCONI
2 .5-1 .1 . But de l'étude2.5-1 .2 . Bassin étudié2 .5 .1 .3 . Résultats
2 .5 .2 . TRAINER
2.6. Examen critique des documents bibliographiques - conclusions2.6.1. Relations établies2.6.2. Cartographie
2.7. Documents consultés
o oo
3. ESSAIS D'APPLICATION A QUELQUES BASSINS FRANCAIS
3.1. Introduction
3.2. Description des bassins étudiés3.2.1. Bretagne3.2.2. Sud-Est du Massif Central3.2.3. Tableau résumé
3.3. Densité de drainage3.3.I. Choix de l'échelle des cartes
3.3.1.1. Matériel dont nous disposons3.3.1.2. Etude comparée
3-3-1.2.1. Bassin du Coet Organ3 .3 .1 .2 .2 . Etude plus approfondie3 .3 .1 .2 .3 . Comparaison des longueurs de cours d'eau
3 .3 .2 . Choix du réseau de drainage
3.3.3. Conclusion
• A
Ill
3.4. Ecoulement souterrain
3.4.1. Bretagne
3.4 .1 .1 . Période envisagée3.4 .1 .2 . Mode d'évaluation du Qb
3.4 .1 .3 . Résultat - Classification des différents "bassins
3 .4 .2 . Massif Central
3 A . 2 . I . Période envisagée3 .4 .2 .2 . Mode d'évaluation du Q"b3.4 .2 .3 . Résultat - Classification des bassins
3.5. Relation densité de drainage - Ecoulement souterrain3.5.1. Relation Dd - nature des terrains
3.5-1.1. Massif Central3.5.1.2. Bretagne3.5-1-3. Comparaison de ces deux régions - importance du
facteur pente des versants3.5-1-4. Détermination d'unités hydrogéomorphologiques
3.5.1.4.1. Massif Central
3.5.1.4.2. Bretagne
3 .5 .2 . Unités hydrogéomorphologiques
3 .5 .2 .1 . Massif Central
3 .5 .2 .2 . Bretagne
3.5.3. Relation entre la Dd et la Qb
3.5.3.1. Méthode de CARLSTON
3-5-3-1-1- Résultats américains3.5.3.1.2. Résultats français
3.5.3.1.3. Comparaison USA-France
3.5.3.2. Méthode de TRAINER
3.5-3.2.1. Résultats américains3.5 .3 .2 .2 . Résultats français
3 .5 .3 .2 .3 . Comparaison USA-France
3.5 .3 .3 . Méthode D'ORSBORN
3-5*3-3-1• Résultats américains3.5 .3 .3 .2 . Résultats français3.5 .3 .3 .3 . Comparaison USA-France
3 .5 .3 .4 . Conclusions
4. CONCLUSION GENERALE
o
IV
TABLE DES GRAPHIQUES
2. Etude bibliographique :
Graphiques 1a - 1b : CARLSTON
" 2 : TRAINER
" 3a - 3b i ÛRSBORN
" 1+a - kb : ORSBORN
" 5 : ORSBORN
oo o
3. Essais d'application à quelques bassins français
Graphiques 1 : Comparaison des valeurs de Dd selon l'échellechoisie - MASSIF CENTRAL
" 2 : Comparaison des valeurs de Dd selon l'échellechoisie - BRETAGNE
" 3 : Comparaison de la longueur des cours d'eau selonl'échelle choisie - MASSIF CENTRAL
" k : Comparaison de la longueur des cours d'eau selonl'échelle choisie - BRETAGNE
" 5 • Comparaison des différentes valeurs de Dd selonla longueur des cours d'eau envisagée -MASSIF CENTRAL
" 6 : Comparaison des différentes valeurs de Dd selonla longueur des cours d'eau envisagée - BRETAGNE
" 7 : Unités géomorphologiques - MASSIF CENTRAL -
BRETAGNE
" 8.1 - 8.2 : Méthode de CARLSTON - MASSIF CENTRAL - BRETAGNE
" 9 : Méthode de TRAINER - MASSIF CENTRAL - BRETAGNE
" 10.1 -10.2 : Méthode de ORSBORN - MASSIF CENTRAL - BRETAGNE
" 11 : Méthode de ORSBORN - MASSIF CENTRAL
" 12 : Méthode de ORSBORN - BRETAGNE
1. INTRODUCTION GENERALE
Ce travail entre dans le cadre des études méthodologiques
d1hydrogéologie du département "Géologie de l'aménagement". Il a pour but de
rechercher quelle contribution éventuelle peut apporter la prise en considé-
ration des caractéristiques topographiques des bassins versants, à l'évalua-
tion et à la cartographie des ressources potentielles en eaux souterraines
d'une région ou d'un secteur donné.
L'idée directrice d'une telle recherche est la suivante :
- L'écoulement, tant superficiel que souterrain, est génétiquement lié à des
facteurs complexes (dont l'un des principaux est la "capacité d'infiltra-
tion" des terrains), souvent difficiles à évaluer.
- Les caractéristiques topographiques, qui font partie des conditions du
système physique, siège de l'écoulement et sont liées aux facteurs qui
l'expliquent, sont par contre faciles à mesurer.
- Elles pourraient donc être un moyen synthétique simple d'exprimer ces
facteurs complexes, et par là contribuer à évaluer ou à représenter
l'écoulement.
Il ne saurait s'agir, cela va de soi, de chercher à mettre en
évidence des relations directes entre la grandeur de l'écoulement (total)
observé -ou de l'écoulement souterrain déduit de l'analyse du précédent- et
certaines caractéristiques physiques du bassin versant, indépendamment des
facteurs explicatifs prépondérants de l'écoulement : les précipitations et
les facteurs climatiques du déficit d'écoulement.
Il paraît déjà plus réaliste de rechercher dans quelle mesure
des caractéristiques du bassin versant peuvent être liées plus ou moins
directement à la proportion de l'écoulement souterrain sur l'écoulement total,
pour un écoulement total et un déficit d'écoulement donné, donc dans quelle
mesure ces caractéristiques pourraient servir d'index pour faciliter l'extra-
polation de cette proportion -et par conséquent de l'écoulement souterrain,
d'un bassin à écoulement observé à d'autres bassins (à écoulement et déficit
d'écoulement calculés du même ordre).
H s'agira donc de chercher à relier certaines caractéristiques
physiques de bassins, aux écarts significatifs des proportions d'écoulement
souterrain constatées, toutes choses égales par ailleurs, en des bassins
différant surtout par le terrain, par rapport à une moyenne indifférenciée.
L'étude "bibliographique que nous avons tout d'abord entreprise
a montré que, parmis toutes ces caractéristiques topographiques d'un bassin
versant. La plus intéressante était, pour nous, la densité de drainage, rap-
port des longueurs des cours d'eau à la superficie du bassin versant, exprimé
en unités cohérentes.
Envisageant alors ce seul facteur, nous avons entrepris ce
travail en deux étapes :
1. Une enquête bibliographique dont nous avons analysé les résultats de
façon critique.
2. Un essai d'application des méthodes ainsi répertoriées.
o oo
2. ETUDE BIBLIOGRAPHIQUE
2.1. Introduction
Les caractéristiques topographiques d'un "bassin versant sontdes données à peu près permanentes, tout du moins à l'échelle humaine,relativement faciles à mesurer et liées plus ou moins directement àl'écoulement des eaux, tant superficielles que souterraines. En l'absence,ou en complément d'autres éléments, ces facteurs pourraient être un moyend'estimer, de manière approchée, les ressources en eau potentielles d'unerégion. Certains auteurs, en particulier américains, ont tenté d'établirdes relations mathématiques entre les débits des cours d'eau (débitsd'étiage ou de base, et débits de crue) et les caractéristiques de leursbassins versants. D'autres, dans un but de cartographie hydrogéologique,ont recherché le facteur topographique le mieux apte à servir d'index del'écoulement. Dans l'un et l'autre cas, l'élément le plus intéressantsemble être la densité de drainage, et l'étude bibliographique qui suitportera sur cette seule donnée.
La première partie de cet exposé consistera en un bref rappelde ce qu 'est la densité de drainage : définition, manière de l'évaluer,relation théorique avec l'écoulement.
Nous énumérerons ensuite les différentes lois recensées, pré-cisant les conditions dans lesquelles ont été établies les relationsentre densité de drainage et écoulement.
Nous comparerons enfin et analyserons de façon critique lesrésultats ainsi acquis.
2.2 . Densité de drainage
2.2.1. Définition
La densité de drainage Dd est le rapport de la somme deslongueurs des cours d'eau d'un bassin versant, EL à la superficiece même bassin A , exprimés en unités cohérentes, le plus souvent enkm et en km2 :
EL kmM - A km2
N . B . La densité de drainage a donc pour dimension l'inverse d'unelongueur : 1 T-iB — ou L '
J
2 . 2 . 2 . Détermination des différents termes de l'équation
2 .2 .2 .1 . L'évaluation de la su2erficîe_du_bassin_versant_A ne pose enprincipe aucun problème.
2 . 2 . 2 . 2 . La mesure des long_ueurs_des_cours_d^eau_EL peut, par contre, fairel'objet d'interprétations différentes qui aboutissent à des résul-tats divers. Nous avons répertorié quatre possibilités :
1°) Mesures sur le terrain
2°) Mesures sur cartes topographiques en tenant compte :
a) des cours d'eau en bleu :. perennes seuls. perennes + intermittents
(cf. HORTON, TRAINER, ORSBORN)
"b) des inflexions des isohypses : on considère qu'il y a ligne dedrainage partout où le tracé des courbes de niveau indique unthalweg (cf. CARLSTON)
3°) Mesures sur photos aériennes en tenant compte de toutes les valléesbien individualisées (cf.CANUTI et TACCONI, MAINQUET).
2 .2.3- Importance relative de la méthode d'évaluation de Dd utilisée
Plusieurs auteurs ont comparé les résultats fournis par chacune deces méthodes et analysé les différences.
2 .2 .3 .1 . MORISAWA en 1957 (cf. SCHNEIDER 1961) considérant que les mesures sur leterrain sont les vraies valeurs, constate que les densités de drainageobtenues sur cartes topographiques à partir des isohypses sont plus pro-ches de la réalité que celles calculées à partir des cours d'eau en bleu.
Il a étudié pour ce faire 18 bassins :
- 11 d'entre eux ont une superficie inférieure à 0,5 mi = 1 , 3 km , etleur densité de drainage a été calculée sur des cartes au 1/2U 000
- les 7 autres ont une superficie supérieure à 0,5 mi et l'échelle descartes utilisée est le 1/6O 000.
2 .2 .3 .2 . SCHNEIDER (1961) partant des mêmes données montre que, ni l'échelle descartes choisies, ni la taille des bassins versants, n'affectent la valeurde Dd et ceci quelle que soit la méthode d'évaluation utilisée.
2 .2 .3 .3 . Il rappelle d'autre part les coefficients de corrélation calculés par5ï?0N_et_MASSEY (1957) permettant de relier les valeurs de Dd mesuréesur le terrain à celles trouvées sur les cartes topographiques.
Coef. = 0 , 1 3 pour la méthode des lignes bleues0,26 pour la méthode des courbes hypsométriques.
2.2.3-1+. TRAINER (1969) compare également les trois méthodes à partir de 23 coursd'eau examinés sur le terrain en période sèche, alors que l'écoulementtotal correspond à peu près au seul débit de ta.se et qu'au moment de l'étu-de, la longueur des cours d'eau atteint une valeur maximale pour unepériode sèche.
Nous résumerons ci-dessous ses observations :
L 1 = longueur des cours d'eau mesurés a partir des lignes en bleues surdes cartes au 1/2k 000
L 2 = mesures sur le terrain
L 3 = mesures sur photos aériennes au 1/21 000
L k = mesures à partir des isohypses
en moyenne :
L 2 = L 1 + 0,1 ni (ou 0,16 km)
de - 0,8 km à + 0,96 km selon les "bassins
L 3 = L 1 + 0,1 mi
L U = L 1 + 0,2 mi (ou 0,32 km)de + 0 a. + 1,2 km selon les "bassins
TRAINER pense que la méthode des lignes bleues, bien que donnant desvaleurs inférieures à tous les autres procédés, fournit des résultatssuffisamment précis à l'échelle choisie, le 1/2^ 000. La méthodedes isohypses serait par contre préférable si l'on travaillait à uneéchelle plus petite (le 1/62 500 par exemple).
2.2.3.5« Nous ferons remarquer avec LANGBEIM (19^7) q.ue la détermination deDd à partir des lignes bleues sur les cartes topographiques est sou-mise à une certaine marge d'erreur liée à la période où a été établiela carte et à l'interprétation du cartographe.
2.3. Différents facteurs du drainage
2.3.1. Relation densité de drainage - capacité d'infiltration et transmissivité
La densité de drainage et l'écoulement sont les éléments d'unmême système physique simple. Ils sont génétiquement liés aux mêmes fac-teurs et principalement a. la "transmissivité" des roches (cf. CARLS TON ).Bien que cette relation puisse paraître assez évidente, nous reprendronsrapidement ici les démonstrations de HORTON (19^5) et CARLSTON (1963)-
2.3 .1-1 .
Etudiant les processus d'érosion, cet auteur établit qu'àpartir de la ligne de partage des eaux superficielles, une longueurminimale de terrain, Xc, est nécessaire pour produire un volumed'écoulement suffisant pour commencer l'érosion. Il appelle cettelongueur, la "distance critique", et "ceinture de non érosion" lasurface de terrain en deçà de cette limite.
Plusieurs facteurs déterminent Xc, mais le plus influentest la capacité d'infiltration du sol C2J,(les autres étant : la
(1) Nous rappellerons ici que, la capacité d'infiltration d'un sol est égale à"la mesure d'eau maximale infiltràble par unité de temps, comparable à uneintensité de pluie" et que cette -oaleur a une dimension de vitesse s*expri-mant en debit par surface (m^/s ou mm pour un temps donné par unité de sur-face (cf. rapport BRGM 72 SGN 425 AME par J. MARGAT).
résistance du sol à l'érosion, l'importance des précipitations,la pente topographique). Plus la capacité d'infiltration est grande,plus important est l'écoulement souterrain et plus faible le ruis-sellement. Une plus grande surface est alors nécessaire pour que seconcentre le débit minimal indispensable au commencement de l'éro-sion, et l'espacement entre les thalwegs s'accroît. La densité dedrainage est donc d'autant plus faible que la capacité d'infiltrationest importante et varie dans le même sens que le ruissellement etdans le sens inverse de l'écoulement souterrain.
2 . 3 . 1 . 2 . Ç _ ^ l g iCARLSTON développe un autre raisonnement.
Il relie tout d'abord la capacité d'infiltration à unetransmissivité globale des aquifères, tout en reconnaissant qu'ils'écarte ainsi du sens strict de T qui ne s'applique en réalitéqu'aux seuls aquifères saturés (1) .
Partant alors de la constatation que lorsque cette "trans-missivité" diminue, le ruissellement augmente, il considère quel'extension du réseau de drainage fournit le moyen le plus efficacepour transporter l'eau de surface. Plus le ruissellement croît, plusla prolifération et le rapprochement des thalwegs doivent s'intensifier.Le réseau de drainage aura le maximum d'efficacité pendant les pério-des de crues. On peut donc dire que la densité de drainage varie dansle même sens que la lame d'eau de crue écoulée (Dd a Q crue).
2.3.2. Autres facteurs
Bien que la plus ou moins grande extension du réseau dedrainage dépende essentiellement de la capacité d'infiltration ou"transmissivité" des terrains, c'est-à-dire de leur nature, cet élément,à lui seul, ne peut tout expliquer et certains auteurs ont analysé l'im-portance relative d'autres facteurs.
(1) II vaudrait mieux dénommer ncapacité de drainage souterrain" cette notiontrès globale qui intègres à l'échelle du bassin^ à la fois :
- les diverses "capacités d'infiltration" (liées aux -perméabilités verti-cales relatives -variables- de la zone non saturée) et exprimables enflux, moyen atteignant la zone saturée par unité de largeur (directionorthogonale à celle de l'écoulement dans l'aquifère) puisque l'on consi-dère un système bidimensionnel, donc en unité homogène avec une trans-missivité (L% T~l)
- la moyenne des diverses transmissivités vraies des aquifères du bassin.
Ce ne serait qu'en régime rigoureusement permanent (en non saturé comme ensaturé) que l'ensemble des flux absorbés par le sol et transmis aux aqui-fères, en fonction des capacités d'infiltration^ serait équivalent à l'en-semble des flux transitant dans les aquifères et restitués au cours d'eausous forme d'écoulement souterrain.
2.3.2.1. ÇHORLEY_et_MQRGAN (1962) soulignent quant à eux le rôle de lahauteur des précipitations.
Ils comparent deux bassins géologiquement identiques (roches cris-tallines et métamorphiques) situés l'un au U . S . A . (Tennessee etCaroline du Nord), l'autre en Angleterre (Dortmoor) et attribuentles grandes différences de drainage observées (Dd = 3,U et 11,2)aux notables différences entre les pluies reçues par ces deuxrégions depuis le Miocène au moins.
2.3.2.2. MAINQUET (1972) observe des dissemblances comparables sur troisbassins situés dans des formations gréseuses identiques, les unsen République Centre Africaine, l'autre dans les Vosges. Les va-leurs de Dd trouvées sont respectivement 0,3 (R.C.A.) et 1,3(Vosges).
Contrairement aux auteurs précédents, il constate que les hauteursde pluies ne peuvent expliquer ces différences, les régions lesplus arrosées (R.C.A. : 1200 à 1HOO m , Vosges : 900 à 1000 mm)étant les moins drainées, et il met en évidence le rôle de deuxautres facteurs qui favorisent l'écoulement souterrain au détri-ment du ruissellement :
- la pente des terrains plus faible en R . C . A .- l'épaisseur de la zone d'altération plus forte en R . C . A .
2.3-2.3. ÇANUTI_et_TACCONI soulignent également le rôle de la couverturevégétale et de la pente des versants, et étudient plus particu-lièrement ce second élément sur deux bassins géologiquement iden-tiques et également couverts de végétation.
Bassin 1 - pente moyenne : 26,8 % - densité de drainage : 6,2Bassin 2 - " " : 17,2 % - " " : 3,9
2.3.2.4. TRAINER enfin précise que la densité de drainage ne peut être uti-lisée comme témoin des caractéristiques hydrogéologiques des bas-sins que si le cours d'eau est parfaitement ajusté au terrain cequi n'est pas réalisé lorsque les facteurs d'érosion ont agi ré-cemment sur la topographie.
2.4. Relation densité de drainage-écoulement
2.U.1. Principe
Les formules permettant de relier la densité de drainage auxécoulements sont basées sur l'hypothèse que les surfaces topographi-ques et piézométriques coïncident. Nous reprendrons ici le raisonnementque développe CARLSTON.
2 .4 .1 .1 . Relation entre_la densité de_drainage_et_la_"transmissivité"
Io) HORTON (1936) assimile la surface piézométrique à une parabole :
h = V ho2 + 2 (^j (Lo x - (1)
avec ( 1 ) :
h = altitude du niveau piézométrique à la distance x du cours d'eau
ho = altitude du niveau piézométrique du cours d'eau
Kt = perméabilité du terrain
Lo = distance du cours d'eau à la ligne de partage des eaux
a = alimentation spécifique de la nappe (débit moyen d'apport parunité de surface) avec a < capacité d'infiltration.
2°) JACOB {'\9kk) développe cette formule pour un aquifère homogène, degrande épaisseur, et d'alimentation uniforme par les précipitationsefficaces infiltrées, et il aboutit à la formule simplifiée :
ho =a 2 W2 T
avec (2) :
ho = altitude de la hauteur piézomé-trique au-dessus du cours d'eaudrainant, mesurée au niveau dela ligne de partage des eaux
a = distance entre la crête piézomé-trique et le cours d'eau
W = alimentation de la nappe (expri-mée en débit moyen par unité desurface)
"transmissivité"
(2)
correspondance avec (1)
h - ho
Lo
T
(N.B.
K. (h. - ho)"G
a2W2 T
a bien la dimension d'une longueur).
Le schéma ci-dessous illuste cette équation.
Surface
3o) Si l'on fait l'hypothèse que la surface topographique coïncide avecla surface piézometrique, le terme a est alors remplacé par Lo oulongueur du ruissellement ou longueur critique
(3)
Remarque : on définit la longueur du ruissellement comme la distancemoyenne que l'eau aurait à parcourir en ligne droite depuis le pointoù la pluie serait tombée jusqu'au point le plus proche sur le coursd'eau permanent (cf. WISLER et BRATER 19I+9) .
k°) HORTON a souligne que dans la plupart des cas, la longueur du ruis-sellement est a peu près égale à la distance entre deux cours d'eau,donc approximativement égale à 1
2Dd
WISLER et BRATER explicitent cette approximation en représentantschématiquement le "bassin de drainage élémentaire par un rectanglede longueur L et de largeur 2 Lo drainé par un cours d'eau central :
d'où
Lo¡+
Lo¡
Dd =L _A "
1
L2 Lo x L
12 Lo
Lo =2Dd
On peut donc écrire :
T =W
si ho et W sont constants
W Dd_2
8ho (h)
T = K Dd_2
N . B . On remarque que dans cette conception l'inverse de la densité dedrainage (équivalent à une longueur) est considéré comme un indexde la puissance aquifère moyenne.
2 . h. 1. 2 .
On sait que le débit des écoulements de nappes souterrainesse déversant dans les cours d ' e a u , en composant par définition la frac-tion "écoulement souterrain" de leur débit, dépend directement de latransmissivité des aquifères. L'écoulement souterrain, assimilé audébit de base , Qb est proportionnel à ce facteur :
Qb a T
et le débit de crue variant à l'inverse du débit de base :
:rue al
. 10
2.lt.2. Différentes études répertoriées
2.1t.2.1 . CARLSTON 1!
2.1t.2.1 .1 . But de l'étude
Démontrer que l'écoulement et la densité de drainage sontgénétiquement liés à la transmissivité globale des terrains ettrouver une manière simple d'exprimer cette relation. (Nous avonsrapporté une partie de ce raisonnement dans les paragraphes pré-cédents) .
2.1t.2.1.2. Les bassins étudiés sont au nombre de 13, situés au Nord des Etats-Unis et nous résumerons ci-dessous leurs principales caractéristi-ques :
Superficie
Climat
Géologie
Densité dedrainage Dd
Ecoulements
Qb
0,crue
de 13 à 11+2 km selon les bassins
homogène sur la région :précipitations : 1016 à 1270 mmtempérature : 10 à 16°
homogène pour chaque bassin :granite - roches métamorphiques et sédimentaires(sables, grès, argiles)
- mesurée sur cartes au 1/2U 000- à partir des thalwegs indiqués par les isohypses- en mesurant Dd sur des mailles de 1 km^ échan-
tillonnées au hasard dans chaque bassin. Lasuperficie ainsi échantillonnée couvre en géné-ral au moins 25 % de la superficie totale dubassin
- valeurs obtenues 1,85 à 5,9
débit moyen de base = débit minimal mensuel,moyenne établie sur 6 ans
débit moyen de crue = Q 233 = débit de crue seproduisant tous les 2,33 ans. On pense en effetque tout le travail d'érosion d'un cours d'eau estfait par les crues d'amplitude moyenne se produi-sant tous les 1 ou 2 ans (cf. W0IMAN et MILLERI960).
Í.lt.2.1 .3. Résultats
Appliquant le raisonnement décrit précédemment, CARLSTONen arrive aux équations suivantes :
et
Qb.Ä/s /km 2 = 153 Dd" km_km2
Q 2,33 ¿/s/km2 = U5 Dd2
Deux graphiques à échelle bilogarithmique illustrent cesrésultats :
log Qb en fonction log de Ddet log Q 2,33 en fonction log de Dd
. . 11
Certains bassins (A et B) cependant n'obéissent pas à cetteloi car les bassins superficiels et souterrains ne coïncident pas.Le débit de base est plus important qu'il ne devrait l'être pourla densité de drainage mesurée.
Nous avons reproduit ici ces graphiques en convertissant lesvaleurs exprimées par l'auteur en feet/sec./miles2 et mile/mile2 en£/s/km2 et km/km 2 (graphiques 1a et 1b).
2 . U . 2 . 2 .
2 . U . 2 . 2 . 1 . But de l'étude
Evaluer l'écoulement souterrain de bassins non jaugés en seservant de leur densité de drainage et de la relation existant entreDd et Qb.
2.1+.2.2.2. Les bassins étudiés^ sont au nombre de 32 et font partie de celui duPotomac :
. Surface
. Climat
. Géologie
Densité dedrainage Dd
Ecoulements
Qb
- totale k 921 km2
- des bassins non jaugés de 21 a 378
à peu près homogène sur la régionprécipitations : de 1018 à 1138 mm
- l'ensemble de la région peut être divisée en troiszones :à l'Ouest : roches métamorphiques : quartzites et
gneissau Centre : roches sédimentaires triasiques et
roches ignéesà l'Est : roches métamorphiques : schistes et
gneiss- chaque sous-bassin est à peu près homogène dans
l'une ou l'autre zone
- mesurée sur carte au 1/2Í+ 000- à partir des cours d'eau en bleu
(autres méthodes, terrain, photos aériennes au1/21 000, isohypses utilisées pour tester laméthode employée)
- valeurs obtenues 0,99 à 1,89
déterminés sur hydrogramme, sur 1 année hydrologique.La méthode d'analyse correspond approximativement àla méthode ACB (cf. rapport 72 SGN 371 A M E ) .
2.1+.2.2.3. Démarch.e_suivie et_résultats
1°) TRAINER calcule pour l'année hydrologique 19^+9—1950, le débit debase de 10 affluents jaugés dans la région envisagée.
Ce debit de base moyen journalier Qb est exprimé en feet^/seconde/mile de cours d'eau (£/s/km).
12
C A R L S T O N
Graphique la Graphique Ib
lOOC
100
3. 5 6 7 1
Dd km/km
4 5 6 7 8 10
. 13
2Q) II recherche la relation qui peut exister entre Qb et Dd deces bassins et constate que Qb est inversement proportionnelà Dd2
Qb a1
Dd'
20
•
\/ 7 '
TRA
N\
INER
• 'S'S. ff
•vN
\
fi
Gra
h» ?°—
s
Dhiqi
32
• f
ie 2
•«—
0.6 1.O t.2 f.4 De/ km//Cm 2
39) Cette relation lui permet, connaissant la densité de drainagede bassins non jaugés, d'évaluer leur débit de base.
Verification des résultats obtenus :
TRAMER évalue par différence le débit total des écoulementsnon jaugés, à partir de deux stations situées sur le Potomacà l'amont et à l'aval des bassins affluents :
QT aval - QT amont = QT affluents
QT affluents - QT affluents jaugés = QT affluents nonjaugés
II compare ce résultat à celui qu'a fourni la densité de drainageet constate une différence de hh %.
EL estime malgré cela que les résultats obtenus sont du mêmeordre de grandeur et que la densité de drainage peut être unpremier moyen d'estimation grossières du débit de base.
2 . U . 2 . 3 -
2 . U . 2 . 3 . 1 . But de_llétude
Déterminer l'influence relative exercée par les différents solset types d'aquifères sur les crues et les débits de base. La densitéde drainage a été choisie comme indicateur relatif de ces influences.
2.U.2.3-2. Lea bassins étudiés sont au nombre de 3 situés dans une régionglaciaire du Nord du Wisconsin (U.S.A.) :
580 à Qhk km2. Superficie
. Climat
. Géologie
Densité dedrainage Dd
EcoulementQb
précipitation moyenne identique pour les trois bas-sins , environ 762 mm par année hydrologique
- soit glaise peu perméable sur granit à faibleprofondeur
- soit glaise plus perméable et moraines
- déterminée sur carte au 1/Í+8 000- à partir des cours d'eau perennes en bleu sur les
cartes- valeurs obtenues : 0,3*+ à 1,62
déterminé :- par analyse d'hydrogramme, correspond en gros à
(A1-A2) car ne comprend pas 1'emmagasinement desberges
- et par courbe de fréquence des débits pour l'an-née 1953 qui semble la plus proche de la moyennepour la période de mesure de chaque bassinQT 1953 ^ QT my
2 .1+ .2 .3 .3 . Résultats
1°) Les équations de CARLSTON établies dans une région non glaciaire,utilisées ici dans une région glaciaire, donnent des résultatscomparables :
2Qb = 0,66 Dd"
Q2,33 = 2 9 ° Dd2
(cf. graphiques 3a et 3b ci-après convertis en unités du systèmemétrique).
2°) ORSBORN exprime alors ces écoulements en pourcentage de l'écoulementtotal et obtient :
QTD d ° , 5
et
(cf. graphiques ka et Vb bilogarithmiques ci-après).
ORSBORN Graphique 31)
500
100
1 ,0 Dd km/km* 0 , 1 1,0
ORSBORN16
Graphique 4a Graphique 4b
1,0 Dd Km /Km2
3°) II s'aperçoit alors que ces équations ne sont plus valables pourles valeurs extrêmes (cf. graphiques Ua et t) et les transforme
en :
etïïïi
(cf. graphiq.ue 5 ci-après)
Graphique 5 ORSBORN
100^
00,1 0,2 0,3 0,4 0,5 1,0 Dd 2,0
. 18
2.5. Utilisation de la densité de drainage comme élément de cartographie
2.5.1. P. CANUTI et P. TACCONI 1971
Dresser une carte hydrogéologique fournissant les informationsnécessaire à la résolution de problèmes relatifs à la régularisationdes eaux, l'érosion des "bassins versants, la valorisation des res-sources en eau et la protection hydrogéologique. Pour ce faire, lesauteurs ont utilisé la densité de drainage comme élément de carto-graphie représentatif du comportement des terrains, et principale-ment du sol vis-à-vis de l'infiltration, et surtout du ruissellementdes eaux superficielles (donc inversement de l'écoulement souterrain),Ils ont séparé plusieurs classes de densité de drainage et les ontcomparées, puis associées aux différentes classes lithostratigraphi-ques afin de déterminer des unités hydrogéomorphologiques.
2 .5 -1 .2 . Le_tassin_etudie est celui de l'Eisa, principal affluent du coursinférieur de l'Arno :
. Superficie : 867 km 2
. Climat : pluviométrie moyenne 872 mm
. Géologie : hétérogène sur l'ensemble du bassin
. Densité de : - déterminée sur photo aérienne
drainage - en tenant compte de tous les drains naturels- valeurs de 3 à 18,3 k m / k m 2 .
2 .5 .1 .3 . Résultats
1°) Détermination de 5 classes de densité de drainage 0 a. k :
. classe 0 : Dd < h km/km 2 : Travertins
. classe 1 : k < Dd < 6 : "Cavernoso"
. classe 2 : 6 < Dd < 9 '• Sable et calcaires
. classe 3 : 9 < Dd < 12 : Chaotiques indifférenciésSables argileux
. classe h : Dd > 12 km/km 2 : Argile
2°) Définition d'unités de perméabilité différente :
. Perméabilité de fissures F" d'interstices P
3°) Par association avec la densité de drainage, définition de 9 unitéshydrogéomorphologiques :
. P 1 à P 1+ F Û à F It
2 .5 .2 . TRAINER
Cet auteur s'est servi des valeurs du débit de base obtenuesà partir de la densité de drainage (cf. § U . 2 . 2 . ) pour cartographierl'écoulement souterrain en classant les débits en k groupes. Il constate
. 19
sur la carte ainsi dessinée que les différents écoulements souterrainscoïncident à peu près avec les différentes zones géologiques.
2.6. Examen critique des documents bibliographiques - Conclusions
Nous avons résumé, dans le tableau ci-après, les résultatsacquis à la suite de cette enquête "bibliographique, indiquant le but desdifférentes études, les bassins auxquels elles se sont intéressées, lesrésultats obtenus, et les remarques que nous avons été amenés à faire.
Une fois démontrée et admise, la relation existant entreécoulements (et plus particulièrement écoulement souterrain) et densité dedrainage, les auteurs ont utilisé cette caractéristique topographique, soitpour évaluer l'écoulement souterrain de bassins non jaugés, soit comme élé-ment de cartographie hydrogéologique.
2 .6 .1 . Dans le premier cas, différentes sortes de relation ont été établies,les unes prennent en compte le débit de base, exprimé en mm ou enlitre/s/km de cours d'eau. Les autres s'intéressent à l'écoulementsouterrain exprimé en pourcentage de l'écoulement total, les unes relientle logarithme de Qb au logarithme de la densité de drainage, les autresexpriment Qb en fonction du logarithme de Dd.
La diversité des bassins étudiés et des résultats acquis permet de cons-tater que les relations ainsi calculées n'ont aucune valeur universelleet que plusieurs facteurs peuvent les modifier.
1. Les précipitations. Pour une même valeur de Dd, en effet, l'importancedu débit de base, en valeur absolue, sera d'autant plus grande quela hauteur de pluie sera plus élevée. L'expression du débit de baseen pourcentage de l'écoulement total, c'est-à-dire en "coefficientd'écoulement souterrain" cependant, semble éliminer l'influence de cefacteur.
2. Il serait théoriquement possible de remplacer l'échelle des densitésde drainage par une échelle des perméabilités des terrains, les plusperméables correspondant aux faibles valeurs de Dd, à l'inverse desterrains imperméables. Mais nous avons vu, là encore, que deux fac-teurs pouvaient modifier cette relation :
a) La pente des terrains : pour des bassins géologiquement identiquesDd sera d'autant plus grande que la pente sera plus forte (l'écou-lement souterrain exprimé en % de l'écoulement total, sera doncd'autant plus faible que i croîtra).
b) La couverture d'altération»dont l'épaisseur varie dans le sensinverse de Dd.
L'utilisation de la Dd pour évaluer les écoulements souterrains nesemble donc possible que si l'on possède des renseignements complé-mentaires sur les caractéristiques topographiques et climatiquesdes bassins envisagés.
20
2 . 6 . 2 . Cette même remarque peut s'appliquer à la seconde utilisation qu'ontfait les auteurs, de la densité de drainage.
Il est en effet intéressant de constater combien l'emploi fait parTRAMER des valeurs de Qb calculées à partir de la seule Dd pourcartographier l'écoulement souterrain aboutit à des résultats malgrétout assez différents de ceux que pouvait suggérer la seule cartegéologique (cf. cartes reproduites ci-après). L'auteur semble sesatisfaire de cette approximation, mais nous pensons que la prise encompte d'éléments complémentaires pourrait peut être expliquer ouatténuer les différences observées.
L'utilisation que font par contre P. TACCONI et P . CANUTI nous paraîtintéressante et c'est en partie dans le but d'utiliser de la mêmemanière qu'eux la densité de drainage que nous avons entrepris l'étudeappliquée qui suit.
BASSINS ETUDIES
S
ECOULEMENT
AUTEUR
DATE
But de l'étude
Nombre
Situation
Superficiekm2
PrécipitationsTrnn
Température
Géologie
Matérielutilisé
Drains prisen compte
Valeurs de Dd
Qb
Q crue
CARLSTON
1963
Démontrer que l'écoulementet la Dd sont génétique-ment liés à la "transmis-sivité" et trouver unemanière simple d'exprimercette relation
15
Nord U . S . A .
13 à 1>2
IOI6 à 1270homogène pour la région
10° à 16°
granite, roches métamor-phiques et sédimentaires(sables, argiles, grès),homogène pour chaquebassin,ni dépôt, ni érosionglaciaire.
cartes topo au 1/2U 000
thalweg correspondantaux incurvations desisohypses
1,85 à 5,9
= Q min. mensuel, moyennesur 6 ans
Q 2,33
TRAINER
I969
Evaluer l'écoulement sou-terrain de bassins nonjaugés en utilisant larelation existant entreDd et Qb
32
U . S . A . Bassin du Potomac
totale 1*921 de 21 à 378
1018 a 1138homogène pour la région
3 zones :1/R. métam. gneiss,
quartzite62/R.triasiques et ignées3/R. métam. schistes et
grès,homogène pour chaquebassin + couvertured'altération de 15 à 22md'épaisseur
cartes topo au 1/2U 000
cours d'eau en bleu
0,99 à 1,89
Qb sur 1'hydrogrammed'une, année hydrologique(méthode voisine de ACB)
ORSBORN
1970
- Déterminer l'influenceexercée par les différentssols et types d'aquifèressur les crues et les débitsde base.— La Dd est prise comme in-dicateur relatif de cesinfluences
3
U . S . A . Nord Wisconsin
58O à 8U1»
my : 762
-glaises peu perméables-6UT graniteou glaises plus perméableset moraines-région glaciaire
cartes topo au 1 A 8 000
cours d'eau perennes enileu
0.91* à 1,62
Qb. analyse d ' hydrogrammepour une. année, proche de.la moyenne(méthode voisine de A1-A2)
Q 2,33
CANUTI et TACCONI
1971
- Dresser une carte hydro-géologique
— La Dd est considérée com-me le facteur représentatifdu comportement des terrainset surtout du sol vis-à-visde l'infiltration et duruissellement
1
Italie Eisa affluent del'Arno
872
my ; 872
•hétérogène sur l'ensembledu bassin
"photos aériennes
"tous drains naturels
3 à 18,3
MAINQUET
1972
Etudier les grès et com-parer d'un point de vuemorphologique 3 bassinssitués dans ces formations
3
République CentreAfricaine
France : Vosges
RCA : U588 et 5720Vosges : 119.6
RCA : 1200 à lUOOVosges : 900 à 1000
grès + manteau d'alté-ration
"photos aériennesRCA : I/50 000Vosges : 1/25 000
toute vallée bien indivi-dualisée
R . C . A . : 0,31* - 0,33Vosges : 1,33
(suite)
E-i<
E-i
taen
sMÉ-tM
t_>
a
Sw
Equations
Graphiques
Cartographie
Qb/km2 = 153 Dd~2
Q 2,33/km2 - 1*5 Dd2
Q en i/s Dd en km/km2
bilogarithmiques
log Qb t/s/km2 )02,33 ¿/s/km2j e n
fonction de log Dd km/km2
La "transmissivité" desterrains apparaît commele facteur principal desdifférentes valeurs deDd et de 1'amplitude del'écoulement annuelmoyen pour les bassinsde 19k à 259 k m 2 .
qb 0 - V
semilogarithmiques
log Qb )4/s/km de cours | en
d'eau jfonction de Dd km/km 2
— Utilisation de ce gra-phique pour évaluer leQb de bassins non jaugesconnaissant une Dd.- Comparaison des valeursobtenues ainsi avec cellesque donnent d'autres m é -thodes .Différences de UU %
Report sur carte des Qbcalculés à partir de Ddcomparaison de cettecarte avec la cartegéologique,
— L'évaluation des écoule-ments à + hk % près, peutdonner un ordre de gran-deur mais avec une cer-taine marge d'incertitudecependant.- La superposition descartes géologiques et desécoulements ne me paraîtpas si satisfaisante qu'àl'auteur. Les différencesconstatées pourraients'expliquer par l'impor-tance de la couvertured'altération.
Qb en % de QT fonction delog Dd
Qb/QT " 100 log Ol^ )
Q 2,33/QT = 100 log {•—)
semilogarithmiques etbilogarithmiques
Qb/QT en % ) enQ en ¿/s/km2 ) fonction
de log Dd
3 points seulement ontpermis d'établir les rela-tions ci^essus, et detracer les droites, etcela peut paraître un peulîaîté.
- Détermination de 5 classesde Dd
Détermination d'unitéshydrogéomorphologi que scartographiables par as-sociation de la Dd etdes différents types deperméabilité.
Façon d'utiliser la densitéde drainage la plus intéres-sante pour 1'hydrogéologue.
*
— Mise en evidence del'importance de 2 fac-teurs influents de laDd :. la pente des versants. l'épaisseur de la cou-verture d'altération.- Ces facteurs prédomi-nent sur la pluviométrie
Etude intéressante carsouligne l'importanced'autres facteurs géo-graphiques.
23
2.7. Documents consultés
1. AKROYD E.A., DALTON W.C., HILLS D.L. (196?)
Groundwater contribution to stream flow and its relation to basincharacteristics in Minnesota.(Minesota Geological Survey. Report of investigation 6,Universityof Minnesota Minneapolis).
2. BENSON M.A. (1959)
Channel slope factor of flood frequency analysis.(Am. Soc. Civil Eng. Proc. Tour. Hydraulics div., V. 65, pv 1,p. 1-9).
3. CANUTI P. et TACCONI P. (1971)
Cartographia idrogeologica "Le unita idrogeomorphologiche"osservazioni ed esempi nel Bacino del F. Elsa.(Estratto de Boll. Soc. geol. It. 90, 1971, p. ^55-^67, 6 ff.).
k. CARLSTON C.W. (1963)
Physiographic and hydraulic studies of rivers. Drainage densityand streamflow.(Professional Paper U22 C, US Geological Survey, Wash. D.C. 1963).
5- CHORLEY R.J., MORGAN M.A. (1962)
Comparison of morphometrics features, Uraka Mountains, Tennesseeand North Carolina, and Dortmoor England.(Geol. Soc. Am. Bull., V. 73, p. 17-3*0.
6. HIRSCH F. (1963)
Estimation des débits des cours d'eau.(Bull, of I.A.S.H., Ville année, n° 1+, 1963).
7. HORTON (19^5)
Erosional development of streams and their drainage basins ;hydrophysical approach to quantitative morphology.(Geol. Soc. America Bull., Vol. 56, March 191+5, p. 275~370).
8. LANGBEIN W.B. and others (191+7)
Topographic characteristics of drainage basins.(U.S. Geol. Survey Water Supply Paper 968 C, p. 125-157).
9. LEOPOLD L.B. et MILLER J.P. (1956)
Ephemeral streams hydraulic factors and their relation to thedrainage net.(Geol. Survey Profess. Paper 282 A).
2k
10. MAINQUET M. (1972)
Le modèle des grès. Problèmes généraux.(Thèse Lettres, Paris IV, 1972, publiée par I.G.N.).
11. ORSBORN J.F. (1970)
Drainage density in drift-covered basins. Journal of thehydraulics division.(Proceeding of American society of Civil Engineers, Janv. 1970,p. 183-192).
12. SCHNEIDER W.I. (1961)
A note on the accuracy of drainage densities computed fromtopographic maps.(Journal of geophysical research, vol. 66, n° 10, 1961,p. 3617-3618).
13. STRAHLER A.N. (1958)
Dimensional analysis applied to fluvially eroded land forms.(Bull. Geol. Soc. of America, vol/69, March 1958, p. 279-300)
1U. TRAINER F.W. (1969)
Drainage density as indicator of base flow in part of PotomacRiver.(Geol. Survey research, 1969, paper 650 C, p. C. 177-183).
15. TRICART J. et HIRSCH F. (i960)
Relation entre le débit et la superficie des bassins fluviaux.(Annales de géographie n° 375> LXIXè année npb - oct. i960).
16. WISLER et BRATER (
Hydrology.(In and Sons Inc. London).
oo o
25
3. ESSAIS D'APPLICATION A QUELQUES EASSINS FRANCAIS
3.1. Introduction
Faisant suite au recensement bibliographique dont nous venonsde rendre compte, la seconde partie de cette etude consistera en un essaid'application des méthodes précédemment décrites, à un certain nombre debassins français choisis dans des régions variées, dans le but de préci-ser la maniere dont l'hydrogéologue pourrait éventuellement utiliser lescaractéristiques topographiques d'un bassin versant.
Nous avons vu, en conclusion des paragraphes précédents :
- que la densité de drainage nous semblait être l'index topographique leplus intéressant,
- qu'elle pourrait être utilisée de deux manières différentes :
. soit pour déterminer l'ordre de grandeur de l'écoulement souterrain
. soit comme élément de cartographie hydrogéologique en association àd'autres facteurs.
Ce chapitre comportera donc deux parties :
- la première concernera le facteur Dd en tant que tel, et nous étudieronsà partir des cas concrets, l'influence relative des critères choisispour le déterminer,
- nous essaierons au cours de la seconde, de définir, puis d'utiliser, àpartir des exemples choisis, la relation existant entre Dd et écoulementsouterrain.
Nous pensions, au départ, travailler sur un grand nombre debassins représentant les conditions climatiques et géologiques les plusdiverses. Pour des motifs extérieurs à cette étude, nous avons commencépar deux régions :
1°) Le S-E du Massif Central où existent deux zones géologiquement biendistinctes :
- le socle granitique des Cévennes- le calcaire des Causses.
2°) La Bretagne, zone de socle où coexistent des granites plus ou moinsarénisés, des roches métamorphiques et des grès.
Les résultats obtenus, nous ont semblé suffisant et nous n'avonspas poussé plus loin cette étude.
3.2. Description des bassins étudiés
3.2.1. Bretagne
Ce travail intéressant plus immédiatement le SGR/Bretagne, nousavons étudié cette région en premier lieu.
26
Les 36 bassins envisagés sont repartis dans cinq départements :Côtes du Nord, Finistère, Morbihan, Ile et Vilaine et Mayenne et couvrentune superficie totale de l'ordre de 6 000 km 2 , leur taille allant de 13 à5TO km2 .
Le climat océanique intéresse toute la région, mais la hauteurdes précipitations est très différente selon que l'on se trouve au centrede la péninsule ou sur les cotes : 1 196 mm à 557 mm (moyenne établie pourla période 1890-1930).
La région est principalement granitique et métamorphique avecquelques bassins sédimentaires gréseux.
Le tableau ci-après (tableau 1) donne la liste et les principalescaractéristiques topographiques et géologiques de ces bassins, classés parordre alphabétique jusqu'au n° 29, les bassins suivants 30 à 36 ayant étérajoutés par la suite.
Les caractéristiques géologiques des bassins versants nous ontété fournies par M. TALBO (SGR/Bretagne).
3.2.2. Sud-Est du Massif Central
Le second secteur a été choisi pour deux raisons :
1°) On y observe à la différence de la Bretagne, une géologie trèstranchée avec deux zones distinctes :
. les granites des Cêvennes
. les calcaires des grands Causses
2°) La carte hydrogéologique de la région a été établie en 1972(cf. H. PALOC, 1972).
Les bassins étudiés sont au nombre de 15, situés dans troisdépartements : Ardèche, Gard, Lozère, et couvrent environ 2 500 km2.Leur superficie se situe entre k6 et 925 km2.
Le climat est méditerranéen et de montagne selon les bassins,et la hauteur des précipitations passe de 800 mm à 2 285 mm (my : I89O-1930).
Le tableau ci-après (tableau 2), résume les différentes carac-téristiques des bassins.
27
T A B L E A U 1
(1)
N°
123
56789
1011121311*151617
1819202122232k25262728293031323331*3536
(2)
Cours d'eau
AFF supérieurAFF inférieurARGUENONARONARZBLAVETCANTACHECANUT SudCAREILCHEZECHEVRECLAIECOET ORGANELLE (1)ELLE (2)ELEZELORN (1)ELORN (2)GOUESSANTGOUETISOLELIELOCHODETPENZERAN CESEREINSCORFFTRIEUXYVELCHERANERNEE (1)ERNEE (2)ERVEJOUANNEVEGRE
VICOIN
(3)
Station
pt du Secret
QuelneucTournemineLa BernardaisRochefort en TerrePlounevez-QuintinChampeauxSt. JustMonterfilSt. ThurialLa BouexièreSt.jean BrevelayQuistinicLe Faouetpt T„ NadanSt. Herbotpt Ar BledKerfavenpt Rolland
• St. BarthélémyQuimperléPlumieuxPt de Bree'hTréodetPenhoat
- RophemelTreffende1Plouay
Pt BrochenLoyatLa Boissiere
- Ernee,yille
Les Vaugeois- Aubinière- Force- PivotNeuillé
Echelle 1/10Q 000
(1*)
S
km2
30,2
331»35211818010lt,31293713,8
30,7153131*1*8
11*757063
2522201*201972253791752111l»0380
13,829238031585
115375380
235
(5)
IL
km
25207131*71*
1328221
17,595
10033
1081*601*5
1771U831*020521521312817693
2687,5
23631320851
306316
115
16)
D d ^km'
0,830 ,620,380,63
1,30,61*0,52
0,570,630,750,690,7l*0,810,710,700,670,811,0l*0,950,830,730,830,66
0,710,51*0,810 ,820,66
0,590,590,81*
0,1*9
(7)
I
%
0,90,1*0,60,30,30,70,30,3
0,60,30,1*1,10,70,51,10,8
0,70,70,350,1*0,20,51,10,51,00,1*0,60,50,250,60,35
0,3
(1969-1971)
(8)
QT
mm
211217186,7119,53171*37208 ,6237 ,6219 ,3203212,931739l*,1
358681
162
UU8256 ,2
707U85180228 ,6180299193,511*3,5361*270
168
(9)
Qetiage
1 n î10 J
mm
1,38
11,5-2,5
23,55611,310,8
2,335,6
1*0,681*38,760,670,3
(127,5)7,2
(27,5)95,529,733,1*55,678,51l*,l*3,5
621*1,1*6,59,6
139,01*1,62 7 , 8
71*2,7J 3 , 8
(10)
réservoirpossible% de la
S du bassin
00
2l*0
2110015
0000
239I*59I18
75
11*221*55330302555
90
7862
20
901*3
038
00
w(5)
(6)
(7)
S = superficie du bassin versant en km2.TL = longueur des cours d'eau en km
Dd = densité de drainage = —=•o
= pente du cours d'eau principal -~r~ e n
Ah = différence d'altitude entre station de jaugeage et orîgiîie du cours d 'eaul = longueur du cours d'eau principal
(8) QT = écoulement moyen annuel en mm (I969-I971)(9_) Q = étiage des 10 jours (moyenne I969-I971) en-mm
(10) Géologie s; % de la superficie totale du bassin occupé par des roches pouvant constituer unréservoir aquífère.
Les formations les plus susceptibles d'emmagasiner de l'eau dans leur partiesupérieure altérée sont dans l'ordre :- granites,- granites à deux micas,- granites et granulites feuilletées,- gneiss.Les schistes par contre sont très peu aquifères.
T A B L E A U
(1)
N°
1
2
3
4
56
78
9
10
11
12
13
11+
15
(2)
Cours d'eau
ARRE
AVEYRON
CERNON
GARDON D'ALES
" DE MIALET (2)
( 1 )
" " ST. JEAN
HERAULT (2)
(1)
LERGUE
TARN (2)
11 (1)
VIS (2)
" (1)
TARN (2)-(i)
(3)
Station
La Terrisse
Manson
St.Georges de Lusençon
Les Combous
Aubignac
Marouis
Saumane
St. Julien la Nef
Valleraugue
Lodève
La Muse
pt de Montbrun
St.Laurent le Minier
Source
(5) (6) (7)
Echelle 1/100 000Cours d'eau P + t
S km2
159
259174
124
215
204,8
104
291,3
46,2
228
925
621
332
282
304
IL km
190
139
119
190
336
317
114
451
78
151
781
714
202
110
67
D d^ 2
1 ,20
0,54
0,68
1,53
1,56
1,54
1,10
1,55
1,69
0,66
0,85
1,15
0,61
0,38
0,22
I %
5,1
1,45
4,4
2,7
2,7
4,2
3,4
1,5
2,6
2,15
2,0
2,45
(8)
67-69QTmm
1120
465
IO6O
98O
1060
1890
782
1050
(9)
67-69Q
étiage1n§nJ186,5
150
157,5
113
111
255
193,5
26O
géologie er
granite
66
100
100
100
100
80
100
80
(10)
1 % de la superficie totale
calcaireet marnes
75100
100
calcaires
50
100
100
100
roOO
3.2.3. Tableau résumé
T A B L E A U 3
Bassins étudiés
S km2
Climat :précipitations mm
Géologie
Dd 1/100 0Q0 P e
1/50 000 •
Qb
Qb mm
Qb/QT %
t P+t
Bretagne
13,8 à 570
61+5 à 1295
graniteroches métamorphiques
0,38 à 1,5
Etiage des 10 j àétiage des 3 mois
1,3 à 137
0,5 % 33 %
Massif Central
1+6 à 925
800 à 2285
2 zones distinctes. granite. calcaire
0,09 à 1,78
Etiage du mois
113 à 260
11 à 33,5 %
3.3. Densité de drainage
3.3.I. Choix de l'échelle des cartes
3.3.I.I. Matériel dont nous disposons
Les études répertoriées dans le chapitre 1 utilisaient descartes topographiques au 1/21+ 000 ou au 1/1+8 000, et SCHNEIDER fai-sait observer que l'échelle choisie ne modifiait en rien les valeursde Dd trouvées, quelle que soit la manière dont le drainage étaitévalué.
Nous avons pensé, en raison de la grande surface couverte parles bassins étudiés ici, que le 1/50 000 serait une bonne échelle detravail, plus facile à utiliser que le 1/25 000.
Il se trouve malheureusement que le 1/50 000 en courbes de niveaune couvre, ni la totalité de la Bretagne, ni celle du Massif Central,et que la relation existant entre le drainage des cartes en courbes,et celui des cartes en hachures, ne peut être établie de façon rigou-reuse .
30
Afin de travailler à une seule et même échelle, nous avonsdonc été amenés à choisir le 1/100 000.
Dans le but de reconnaître la validité d'un tel choix, et devérifier les constatations de SCHNEIDER (1961), nous avons pensé qu'ilétait utile de comparer les valeurs trouvées sur un certain nombre debassins, en fonction de l'échelle des cartes utilisée.
3 .3 .1 .2 . Etude_comp_arée
3 .3 .1-2 .1 . Le_bassin du_C0ET ORGAN, situé dans les granulites d1 Inguinie.1, dansle Morbihan, a tout d'abord servi de base à cette étude comparée, etle tableau ci-après expose les valeurs trouvées.
Echelle des cartes
1/25 000
1/50 000
1/100 000
L km
L(P)
k2
1+0,3
L(p+t)
56,2
5^,5
pas de distinc-tion
33
S km2
1+6
^3,5
Vf,5
Dd =
Dd, .(p)
0,91
0,93
pas de
= L/S km/km z
DVt)1 ,22
1,25
distinction
0,695
L = longueur des cours d ' eau en bleu sur les cartes,en k m
p = cours d ' eau perennes seuls
p+t = cours d 'eau perennes + temporaires
S = superficie du bassin versant en
Les constatations de SCHNEIDER (1961) se vérifient sur le 1/25 000et le I/50 000 : quelle que soit la méthode d'évaluation de ladensité de drainage (cours d ' eau perennes seuls ou non) les valeursde L et de Dd sont très voisines.
Une très grande différence apparaît par contre entre ces échelleset le 1/100 000 sur lequel, d 'autre part, ne sont pas différenciésles types de cours d ' e a u , perennes ou temporaires.
Il nous a donc semblé indispensable de pousser plus loin cettecomparaison afin de savoir s'il existait une relation préciseentre le 1/50 000 et le 1/100 0 0 0 .
.31
3 . 3 . 1 . 2 . 2 . Etude p_lus_ap_prof ondie
Chaque fois que nous le pouvions, nous avons calculé les valeurs dela Dd sur le 1/50 000 et le 1/100 000 et nous présenterons les résul-tats ainsi obtenus dans les tableaux 1+ et 5 ci-après qu'accompagnentdeux graphiques (1) et (2 ) .
T A B L E A U 1+
S - E du Massif Central
N°
1231156789
10131U
my
Cours d 'eau
ARREAVEYRONCERNONGARDON D ' A L E S
" de MIALETti it tt
" de St.JeanHERAULTHERAULTLERGUE
vrs" SOURCE
1/100 000
(1)Dd(p)
0,590,51+0 ,680,810,590,1+90 , 5 70,730,1+70,510,330 , 2 7
ill(3)
1,071,591,71+0,881,371,291,021,350,901,961,653,00
1,1+8
(2)Dd(p+t)
1,200,51+0,681,531,561,51+1 ,101,551,690,660,610,38
(1+)
0 ,670,950,51+
0,62
0,69
1/50 000
(3)Dd(p)
0,550,31+0 ,390 , 9 20 , U 30 , 3 80 ,560,51+0 , 5 70 ,260 , 2 00 , 0 7
(3)-(D
- 0,01+- 0,20- 0,29+ 0,11- 0,16- 0,11- 0,01- 0,19+ 0,10- 0,25- 0,13- 0,18
- 0,11
(1+)Dd(p+t)
1,780,571,25
1,07
(l+)-(2)
+ 0 , 5 8+ 0 , 0 3+ 0 , 5 7
+ 0,1+1
+ 0,1+0
T A B L E A U
Bretagne
N°
36
1311+161819212728
my
Cours d ' eau
ARGUENONBLAVETCOET ORGANELLE (1)ELEZGOUESSANTGOUETLIESCORFFTRIEUX
1/100 000
in(3)
0,8U1,690,71+0,991,651,1+21,761,1+61,121 ,22
1,29
Dd nondifférenciée
(1)
0,381,30,690,7^0,710,811,01+0,830,810,82
(1)(1+)
0,751,370,550,761 ,001,091,300,91+0,51+1,09
0,91+
(3)
0,1+50,770,930,750,1+30,570,590,570,720,67
1/50 000
(3)-(D
+ 0 ,07- 0 ,53+ 0,21++ 0,01- 0 ,28- 0,21+- 0,1+5- 0,26- 0,09- 0,15
- 0 ,17
(M
0,510,951,251,110,710,71+0 ,800,881,500,75
(l+)-(D
+ 0 ,13- 0,35+ 0,56+ 0 , 3 6- 0 , 0 0- 0 , 0 7- 0.2U+ 0,05- 0,69- 0,07
+ 0,11
Graphique 1 - COMPARAISON DES VALEURS DE Dd SELON L'ECHELLE CHOISIE
l)d It m / K m
Graphique 2- COMPARAISON DKS VALKUKS ÜK Ud SKI.ON I. ' KCHKLI.K CHQJS] K
1,0
0,5 -
° ' 5 Ddp 1/50 O O O 1 ' 0 ° ' 3 0,5 1,0 . , 1,5tid X*T>/Hn>z{v+-Ï) 1 /50 000
LO
3h
Nous avons reporté sur les graphiques 1 et 2 , pour chaquebassin, les valeurs de la Dd au 1/100 000 en fonction du 1/50 000.
La différenciation des cours d'eau perennes et temporaires au1/100 000 dans le Massif Central, a permis de comparer séparémentchacune des densités de drainage (Dd(p) et Dd(p+t)). Nous n'avons ce-pendant qu'un nombre limité de valeurs de Dd(p+t) au 1/50 000 car lagrande intensité du drainage temporaire représentée à cette échelle,dans les bassins granitiques surtout, pose des problèmes de validitéde la mesure, effectuée avec un curvimetre, et nécessiterait, sansdoute, de passer au 1/25 000.
On constate que, pour les cours d'eau perennes seuls, lesvaleurs de Dd au 1/100 000 sont en moyenne supérieures à celles du1/50 000, d'environ 0.10 km/km 2 ou égales à 1 fois et demie. Il estdifficile d'établir de relation plus précise.
En Bretagne, par contre, la nature du drainage n'étant pasdifférenciée au 1/100 000, nous l'avons comparée successivement auxdifférentes valeurs de Dd(p et p+t) au 1/50 000.
Dans les deux cas une relation assez nette est visible, plusévidente pour les cours d'eau, perennes et temporaires :
Dd 1/100 000 = 2,k Dd(p+t) 1/50 000 - 0,96 km/km2Dd 1/100 000 = 2,k Dd(p) 1/50 000 - 0,56 km/km2
Trois bassins cependant restent tout à fait à l'écart de cetterelation : le COET ORGAN (13), L'ELLE ( 1 H) et le SCOKFF (2'f). Or l'ob-servation des cartes topographiques aussi bien au 1/100 000 qu'au1/50 000 permet de constater qu'ils sont situés sur les mêmes feuilles,différentes de celles des autres bassins. On peut alors se demander sila carte topographique elle-même ne joue pas un role influent sur lesvaleurs de Dd, ce qui laisserait supposer qu'on ne peut rigoureusementcomparer les Dd que sur une même carte topographique. Cette constata-tion rejoint la remarque que faisait LANGBEIN ( 19 +T) (cf. paragraphe2.2.3.5-de la première partie)soulignant l'influence de la période àlaquelle a été établie la carte et le rôle du cartographe.
3 .3 .1 .2 .3 . Comparaison des longueurs dans_les_cours_d^eau
Dans le but de préciser d'avantage encore les relations pouvantexister entre le 1/100 000 et le 1/50 000, nous avons comparé, de lamême manière que précédemment les longueurs des cours d'eau perennesseuls, et perennes + temporaires, selon l'échelle choisie.
Les tableaux 6 et 7 ci-après, et les graphiques 3 et h qui lesaccompagnent, illustrent cette tentative qui n'apporte cependant aucunrenseignement supplémentaire.
35
T A B L E A U 6
S-E du Massif Central
N°
1231+56789
101311+
my
Cours d'eau
ARREAVEYRONCERNONGARDON D'ALES
" de MIALETM u u
" de St.JeanHERAULT
u
LERGUEVIS
" SOURCE
(1)L(p)
km
91*13911910012610059
212,521,5
116111,576
1/10C
(1)(3)
1,071,581,780,871,351,271,011,350,811,981,663,08
1,U8
) 000
(2)L(p+t)
km
190139119190336317111+
78151202110
(k)
0,670,980,55
0,62
0,68
(3)L(p)
km
87,58867
11l+,793,578,558,5
157,526,558,567,1*21*,6
(3)-(i)km
- 6,5- 51- 5,2+ 11*,7- 32,5- 21,5- 0,5- 55,0+ 5,0- 57,5- 1+1+,1- 51,1*
- 27,1
1/50
(1*)L(p+t)
km
283,511*2,5218
2l+3
000
(l+)-(2)km
+ 93,5+ 3,5+ 99
+ 92
+ 72
T A B L E A U
Bretagne
N°
36
1311+161819212728
my
Cours d'eau
ARGUENONBLAVETCOET ORGANELLE (1)ELEZGOUESSANTGOUETLIESCORFFTRIEUX
m(3)
0,861,60,820,921,581,1+31,781,1*71,11,22
1,28
1/100 000
L nondifférenciée
(1)
131*13233
1081*5
3I+0205313236313
(1)(1*)
0,761,290,600,630,971,11,310,960,531,09
0,92
(3)
155,582,51+0,3
116,728,5
236,5115,5213215256,7
(3M1)
+ 21,5- 1+9,5+ 7,3+ 8,7- 16,5- 103,5- 89,5- 100- 21- 56,3
- 39,9
1/50 000
(1*)
177102
5k, 5171,51*6,5
309,5156,0326,51+1+1+287,8
(U)-(O
+ 1+3- 30+ 21,5+ 63,5+ 1,5- 30,5- k9+ 13,5+ 208- 25,2
+ 21,6
C O M P A R A I S O N I)K l.A LONGUKUlí [)KS COUliS I) ' KAU SMI.ON I. • KCIIKIJ.K CHOIS MC
100 200 kmL (p) = 1/50 000
0 100 200 300L (p+t) = 1/50 000
400 km 40 100 km 100 200 kmL(p)= 1/50 000 L(p+t)= 1/50 000
U)
3T3-3.2. Choix du réseau de drainage
Nous avons vu au cours de l'étude bibliographique qu'ilexistait plusieurs façons de déterminer la densité de drainage.
Nous avons travaillé ici, sur carte topographique au 1/100 000,abandonnant la méthode des courbes hyp some tri que s pour envisager les coursdfeau en bleu. Deux possibilités s'offrent alors selon que l'on prend enconsidération :
- les cours d'eau perennes seuls- les cours d'eau perennes et temporaires.
Afin de savoir quelle influence pourrait avoir le choix de l'unou l'autre des drainages sur la valeur de Dd, nous avons comparé pourchaque bassin Dd(p) et Dd(p+t).
Un tel choix ne se pose pas pour la Bretagne, mais ayant cons-taté l'existence d'une relation linéaire entre les densités de drainageau 1/100 000 et au 1/50 000, nous avons travaillé ici sur cette dernièreéchelle.
Les tableaux 8 et 9 ainsi que les graphiques 5accompagnent, illustrent cette comparaison.
TABLEAU 8 - MASSIF CENTRAL
(1/100 000)
6 qui les
N° bassin
1231156789
101311*
(ODd(p)
0.59
0,680,810,590.1*90,570.730,1*70,510,330,27
(2)Dd(p+t)
1,200,5^0,681.531.561,5*1.101.551.690,660,610,38
(3)(2)-(D
o,6i
0,720,971.050,530,821,220,150,280,11
(3)/(2)
0.51
0^70,620,680,1*80,530,720,230,1*60,29
9 - BRETAGNE
(1/50 000)
N° bassin
36
1311+161819212728
CD
0,1*50,770,930,750,1*30,570,590,570,720,67
(2)
0,510,951,251,10,710,71+0,800,881,500,75
(3)
0,060,180,320,350,280,170,210,310.780,08
(3)/(2)
0,120,190,260,320,390,230,260,350,520,11
COMPARAISON DES DIFFERENTES VALEURS DE Dd SELON LA LONGUEUR
Ddptm/tm*tuCD
39
On observe :
- une relation linéaire entre Dd(p+t) et Dd(p) en Bretagne
- une plus grande dispersion des points dans le Massif Central où l'onpeut cependant séparer deux groupes de bassins correspondant à peu prèsaux deux types géologiques.
© Dd(p) 4 Dd(p+t) 1,9 Dd(p)
Dd(p+t) croît dans le même sens que Dd(p).
Les bassins sont calcaires et marno-calcaires et de pente I plutôtfaible.
(g) 2 Dd(p) < Dd(p+t) < k Dd(p)
La relation exacte est plus difficile à établir, mais il semble quepour le plus grand nombre de bassins, Dd(p+t) décroisse lorsque Dd(p) aug-mente .
Les bassins sont granitiques et de fort relief.
Un graphique des variations du rapport —-,——r en fonction deDd(.p+t )
Dd(p+t) montre cependant que d'une manière générale, l'importance relativedu drainage temporaire croît avec l'augmentation du drainage total.Dd(t) < 50 % Dd(p+t) dans les bassins calcaires et au contraire > à 50 %dans les bassins granitiques. La prise en compte du drainage temporaireaccroît donc de façon intéressante les différences entre bassins.
3.3-3. Conclusions
L'étude comparée qui précède, permet de préciser plusieurs points 1
1°) Echelle
Dans la mesure où nous devrons travailler au 1/100 000 et où nous pensonscependant que le 1/50 000 est une échelle plus valable, nous devrons noter
- que l'existence d'une relation linéaire entre ces deux échelles(Dd 1/100 000 = (Dd 1/50 000 x a + b) rend théoriquement équivalentl'utilisation de l'un ou l'autre type de cartes
- mais qu'une certaine marge d'erreur existe (qui peut atteindre jusqu'à35 % dans les cas extrêmes) liée parfois à la carte topographique envi-sagée (cf. trois bassins bretons).
2°) Drainage
Dans la mesure où nous tiendrons compte de p ou p+t et où nous choisironsceux-ci en fonction de l'écoulement, nous voyons que deux cas peuvent seprésenter :
- En Bretagne où les terrains sont peu différents, il existe une relationlinéaire entre Dd(p) et Dd(p+t) et l'on peut indifféremment utiliserl'une ou l'autre densité.
- Dans le Massif Central où les différences géologiques sont très marquéespar contre, la croissance n'est pas linéaire, et il sera sans doute pré-férable d'utiliser Dd(p+t) qui accentue les différences.
3.4. Ecoulement souterrain
3'h.1. Bretagne
3.1+. 1 . 1 ,
Nous avons calculé l'écoulement souterrain, assimilé iciau débit de base, sur une période commune à tous les cours d'eau.En raison de la création récente d'un certain nombre de stations,nous avons choisi les années 1969 à 1971•
3.1+. 1. 2 . Mode_d¿evaluation_du_Qb
Lors d'une étude entreprise pour le SGR/Bretagne, nousavions tenté d'appliquer les diverses méthodes d'évaluation dudébit de base à tous les cours d'eau bretons. La comparaison desrésultats fournis par les étiages avec ceux que donne l'analyse deshydrogrammes, a permis de constater qu'il existait deux possibilités:
- soit considérer que le débit de base est, dans tous les cas, égalà l'étiage des 10 jours, mais l'on sous-estime alors l'écoulementsouterrain des bassins les plus perméables (sous-estimation pou-vant atteindre 50 % dans certains cas),
- soit prendre selon les cas l'étiage des 10 jours, du mois ou destrois mois.
Le tableau ci-après (tableau 10) donne les deux valeursdu Qb ainsi évalué, exprimées en m 3 / s , mm, Ä./s/km2, pourcentage dudébit total ou ¿/s/km de cours d'eau. Les bassins sont classés parordre croissant des valeurs du débit d'étiage des 10 jours expriméesen pourcentage de l'écoulement total.
3.1+.1.3. Resultats
L'observation de ce tableau et de l'évaluation de l'écou-lement souterrain, au cours de la période envisagée, pour chacundes cours d'eau, a permis de classer les bassins en k groupes dontle tableau ci-dessous résume les caractéristiques.
Groupetableau
1
2
3
h
GroupeH. TALBO
0
X et B
B
A
Ecoulement souterrain Qb
en mm
< 25
30 à 60
1+0 à 80
> à 60en général
(2 exceptionssur 7)
en % de QT
< 10
10 à 17,5
17,5 à 20
> 27,5
Etiage choisi
10 jours
Etiage variable10 jours à 3
mois
1 mois
3 mois
T A B L E A U 10 Ul
1
9
10
26
1*
11
29
2
31*
8
18
7
30
3
5
36
25
19
23
21
22
11*
6
16
12
28
32
21*
15
33
27
13
20
35
17
31
^ ? i » S ^A î CL ' Í
AFF sup.
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0
0
0
0
0
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0
0
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X
0
X
B1
X
Bl
X
A1
A1
B1
Bl
B2
Bl
A2
AI
A2
B2
Station
PAIMPONTpt du SecretMONTERFILLa ViolaisS T . THURIAL
TREFENDELpt CD 36LE GRAND FOUGERAYLa BernardaisLA BOUXIERE
LOYATLa ViletteQUELNEUC
FORCE
S T . JUSTLa RivièreHILLIONLe Pont RollandCHAMPEAUXRabotLA BOISSIERE
PLEDELIACTournemineROCHEFORT EN TERRELe Pt d 'ArzNEUILLE/VICOIN
GUENROC
nopricmexPLOUFRAGANLe Pont Noir
ERGUEGABERICTréodetPLUMIEUXpt de la FosseB R E C ' HPt Bree 'hLE FAOUETLe Grand PontPLOUNEVEZ-QUINTINPors Foret
LOQUEFFRETSt . HerbotS T . JEAN BREVELAYMoulin de la ForetTREGONNEAUpt BrochenLES VAUGEOIS
TAULEPenhoatARZANOPt Ty Nadan
AUBINIERE
PLOUAYpt KerloQUISTINIC
QUIMPERLE
PIVOT
LANDERNEAU
PLOUDIRY K E R F A V E N
ERNEE VILLE
3 0 , 2
13 ,8
3 0 , 7
13 ,8
118
153
315
331*
1*10
37
1*20
129
85
352
180
235
380
197
211
379
175
11*7
101*
63
131*
380
375
11+0
570
380
292
1*8
225
36
252
220
115
0,83
0,57
0,5l*
0,63
0,63
0,66
0 ,62
0 ,52
0,81
0,61*
0,59
0,38
0,1*9
0,71
1,0l*
0,83
0,83
0,73
0,71*
1.3
0,71
0,75
0,82
0,81»
0,66
0,81
0,81
0,69
0,95
0,70
0 ,67
0,92
TX
0,9
0,6
1
0,3
0,3
0,5
o,i*
0,3
0,7
0,3
0,25
0,6
0,3
0,3
0,5
0,7
0,5
0,1*
0,2
0,7
0,7
1,1
0,1*
0,6
0 ,35
1,1
0,5
0,1*
1,1
0 ,35
0,8
0,8
0,6
Période 1969 - 1971
m 3 / s
0,001
0,001
0 ,003
0 ,005
0,009
0 ,027
0,065
0,069
0,091
0,013
0 , 0 9 7
0,01*6
0 ,026
0 ,128
0,135
0 ,103
0 ,173
0 ,356
0,359
0,186
0,11*1
0,173
0,1*98
0,1*96
0,1»03
1,098
0,335
0,639
0,128
0,682
0,1*88
0,506
PériodeEtiaRe
mm
1,3
2,3
3,0
3,5
2,5
5,66,5
8
710,8
7,2
11,3
9,611,5
23,5
13,8
iU.lt
(27,5)
55.6
29.7
(33.U)
(38,7)
56
70,3
Uo,6
Ui.l»
U 1 . 6
78,5
60,6
27 ,8
62
8U95,5
U2,7
(127,5)
139
• 1969 -des 10 .
£/s/km 2
0,033
0,072
0,098
0,109
0,076
0,176
0,206
0,206
0,352
0,231
0,356
0,306
0.36U
0,75
O.UUo
O.U55
1,685
0.9U7
1,79
2.2U
1,29
1,31
1,32
2,88
1,93
0,882
2,19
2,67
3,03
1,35
1971ours
% QT
0,5
1
1,5
1,5
2
2,5
3,5
3,5
4,5
4,5
4,5
S, S
6,5
6
7,5
8
a(6,5)
8,0
11,5
(12,5)
13
10,5
13
13,5
15,5
16
17
19
20
21
21,5
23,5
(28,5)
38
i/s/km
0,0U
0,17
0,20
0,12
0,28
0,31
0 ,33
0 ,62
0 , 2 8
0 ,56
0,95
0,71
0 ,66
2 ,02
1,15
1,1*1
3.1U
1,73
1,59
1,52
"»,35
2,39
2,7
3,88
3,16
3 , 1 6
Et i age dumois
- .
U,2
2,3
k,k6
5
1 1 , U
11
11
8,5
12,8
9,8
17,1
10,7
1U
32,5
16,6
'. 19,5
(1*7,U)
7 6 , 3
3 8 , 2
(38,8)
(U5)
63,7
105
57,U
92
7 1 , 7
37 ,8
9 0 , 2
9 1 , 2
111 , 2
1*9,6
(11*1,5)
11*5,5
%
2
1
2
2,5
U
5,3
5,5
5
5,5
5,5
6
8
7,5
7,5
10
10
11
(12)
U
15
(1U)
1"»,5
15,5
18
17,5
20
19
20
26
26
23
25
27,5
(31,5)
1*0
Etiage
m m
11,6
U,6
10,2
16
6,U
16
15,9
1910 ,8
20 ,5
13,3
29
11,9
23,5
1*3,5
18,5
26
(76,5)
9 8 , 5
U8
(UU)
76,5
137,5
7U
68,5
75
111
85,2
U5,6
• 1 1 U . 5
108
125,5
5U
(156)
.178
3 mois
%
5,5
2
5
7
5,5
7,5
8
9
78,5
8
1U
8,5
12,5
13,5
15
' 1U.5
(19,5)
15
19
(16)
17,5
20
23,5
23
28
23
2U
31,5
33
27,5
28
30
(35)
49
0
V
&
of
0ce
(65-69)
£rQ)
(70-71)
(69-70)v
»V0
w .oC\J
y
§30Pï
uv>
* * •
• -
©
S
(70-71)
classification H . TALBO (SGR/Bretagne)
1+2
3 A . 2 . Massif Central
3.k .2•1. Pgriode_choisie
Les années choisies Ici sont malheureusement différentes despremières puisqu'il s'agit de 1967 à 19Ô9> mais nous avons pris lesdonnées les plus facilement accessibles (dans les annuaires des cir-conscriptions électriques) et couvrant la période à laquelle a étéétablie la carte hydrogéologique.
3 .k .2 . 2 . Evaluâtion_de_gb
Pour une raison de rapidité, nous avons tenu compte ici del'écoulement du mois le plus sec. Cette valeur est en fait une valeurmoyenne, qui sous-estime les écoulements des bassins calcaires etsurestime ceux des bassins granitiques. Il serait plus juste deprendre l'étiage des 3 mois pour les premiers et des 10 jours pourles seconds, ce que nous ferons sans doute ultérieurement.
Le tableau 11 ci-après donne les diverses valeurs de Qb.Les bassins sont classés par ordre croissant des valeurs de l'étiagedu mois, exprimées en % de l'écoulement total, les bassins pour les-quels nous ne possédons pas de valeurs du débit étant classés àpartir de critères géologiques.
3 A . 2 . 3 . Résultats
On observe d'une façon générale que l'écoulement souterrainexprimé en mm est peu différent d'un bassin à l'autre : 111 m à 200met qu'il n'est pas possible de classer les bassins en fonction deces valeurs.
Par contre le rapport Qb/QT exprimé en % permet de séparertrois groupes :
Qb/QT < 20 % : 111 à 106,5 mm (255 pour le 9)
20 à kO % : 150 à 26O mm
> kQ % : sans doute supérieur à 200 mm
T A B L E A U 11
Cours d'eau
7
6
5
91+
8
12
1
11
2
10
3
13
11+
l/N
GARDON de ST.JEAN
" de MIALET
il tt
HERAULT (1)
GARDON D'ALES
HERAULT (2)
TARN (1)
ARRE
TARN (2)
AVEYRON
LERGUE
CERNON
VIS (2)
VIS (1)
TARN (2)-(i)
Station
Saumane
Maroula
Aubignac
Valleraugue
Les Combo us
St.Julien la Nef
Pt. de Montbrun
La Terrisse
La Muse
Manson
Lodève
St.Georges de Lusençon
St.Laurent le Minier
Source
cG
1QÍ4-
2Ql+,8
215
1+6,2
12U
2 9 1 , 3
621
159
925
259
228
171+
332
282
301+
Ddkm/km 2
(p+t)
1,10
1,5^
1,56
1,69
1,53
1,55
1,15
1,20
0,85
0,5^
0,66
0,68
0,61
0,38
0,22
I/o
(p+t)
h,2
2,7
2,7
2,6
5,1
1,5
3,k
^^5
2,15
2,0
2,1+5
Période 1967-1969Etiage du mois
m 3 / s
0,38
0,77
0,375
0,620
0,9^2
7,62
0,826
mm
111 ,0
113
255
157,5
186,5
260
193,5
150
£/s/km2
3,75
3,58
8,1
5,0
5,9h
8,20
^,75
% QT
11,0
11,5
13,5
15
16,5
2^,5
25
32
/ s /km
3,33
2,29
M3,25
9,75
9,3
6,95
Qb/QT 20 %
Qb/QT 1+0 %
U)
3.5. Relation densité de drainage - écoulement souterrain
3-5-1- Relation Dd-nature géologique des "bassins
La première partie de ce chapitre a consisté en une rapidecomparaison de la nature géologique des "bassins étudiés et de leurdensité de drainage.
Les tableaux 12 et 13 ci-après donnent les valeurs de cesdifférentes caractéristiques. Nous y avons classé les "bassins par ordrecroissant de Dd.
3-5-1 • 1 • Le problème est relativement simple pour le Massif_Central où lesdifférences géologiques sont très marquées. La densité de drainage,et plus particulièrement la Dd(p+t), croît en raison inverse de laperméabilité des roches et l'on peut distinguer h classes de bas-sins :
1) Dd(p+t) < 0,5 : bassins à 100 % calcaires
2) 0,5 < Dd(p+t) < 0,9 : de 100 % à 75 % calcaires et marnes
3) 1 < Dd(p+t) < 1,2 : 60 % à 100 % granitiques
k) 1,5 > Dd(p+t) : 100 % de granite
3-5-1-2. En_Bretagne par contre, cette classification est beaucoup plus com-plexe. La nature géologique des terrains est peu tranchée puisquel'on a essentiellement affaire à des roches eruptives et métamor-phiques, et que les bassins sont la plupart du temps hétérogènes.On pourrait cependant séparer, a quelques exceptions près, 5 grou-pes de bassins :
1 ) Dd •$ 0,72 : bassins essentiellement composés de rochespeu perméables (schisteuses) 75 à 100 %(moins de 25 % de roches granitiques)
2) 0,72 « Dd <5 0,81 : bassins hétérogènes 80 à ko % de rochespeu perméables
2') 0,81 < Dd < 0,9 : bassins intermédiaires 25 à 80 % de rochesplus perméables (granitiques ou gneissiques)
3) Dd > 0,9 : 50 à 100 % de granites
h) Ce dernier groupe n'obéit pas à la progression ci-dessus puisqueDd se situe aux alentours de 0,7 et correspond à des bassins com-posés de 55 à 90 % de granite.
Bien qu'en raison de la relative hétérogénéité géologiquedes bassins versants, nous ne devions pas attacher de trop grandeimportance à la variation de Dd contraire à la logique, de mêmequ'à la situation du groupe k, nous avons tenté d'en trouver lacause.
Pour ce faire, nous avons commencé par comparer les résultatsobtenus dans les deux régions étudiées.
TAKLEAlj 12 - MASSIF CENTRAL
N°bassin
1514213
103
11712146859
Dd(p+t)
0,220,380,540,61
0,660,68
0,851,101,151,201,531,541,551,561,69
I(p+t)
2,0
2,1
3,41,5
1,54,22,65,1
2,7
2,7
Dd
(P)0,220,27
0,33
0,510,68
0,600,570,790,590,810,490,730,590,47
rP2,452,121,63,41,5
1,452,42,65,14,42,7
2,7
Nature
10Q %100 %75 %100 %
100 %100 %
50 %100 %80 %66 JÉ100 £100 %80 £100 %100 £
géologique
calcaire /T\calcairecalcaire et marnescalcaire
calcaire et marnes ^calcaire et marnes
calcairegranite" (Dii
ii
ti
ii
TABLEAU 13 - BRETAGNE
N°bassin Dd
Nature géologique% de roches granitiques et gneissiques
336826103024117295
0,380,490,520,540,570,590,620,630,630,640,66
0,60,30,31,00,60,250,40,30,30,30,50,3
240000000015221
0 à 24 %* en général 0 %
2417131716
0,660,670,690,700,71
1,10,81,10,8
55
941475
55 à 94 %1 exception le 17moyenne 75 %
252214121815
0,710,730,740,750,810,81
0,50,20,70,40,70,5
93059232248
groupe
22 à 59 %moyenne 36 %
27281
212332
0,810,820,830,830,830,84
0,40,60,90,40,50,35
78620302543
25 à 78 %1 exception le 1moyenne 28 %
3120196
0,920,951,041,3
0,60,350,70,7
915345100
45 à 100 %moyenne 72 %
3.5-1 • 3• Comparaison des deux régions
II est intéressant de constater qu'une même valeur de ladensité de drainage peut correspondre, selon la région étudiée, à desbassins totalement différents.
Le tableau ci-après met en évidence quelques-unes de cesdissemblances•
Dd =
Dd =
= o,
•• o ,
Bassins
38
5
granitiques
100
100
MASSIF CENTRAL
% calcaires
% calcaires et marnes
Dd > 1,5 km/km 2
75
BRETAGNE
à 100 % schisteux
ii
Dd rarementsupérieure à 1
L'origine de telles variations pourrait être le climat, océani-que en Bretagne, méditerranéen et de montagne dans les Causses et lesCévennes, mais également, et peut être essentiellement la pente des ter-rains.
La pente du cours d'eau principal, I, élément le plus facileà mesurer, peut en effet atteindre, dans le Massif Central jusqu'à 10fois la valeur de la Bretagne (voir tableaux 12 et 13, page 1+5 ) •
Nous rejoignons ici la remarque de MAINQUET (1972), comparantun bassin dans les Vosges à des bassins centre-africains (cf. bibliogra-phie). Plus la pente des terrains est forte, plus le ruissellement estimportant et plus Dd est grand. Cette même constatation pourrait expli-quer en partie la variation de Dd dans le même sens que la perméabilitéen Bretagne, où les valeurs de la pente du cours d'eau principal, I, sonten moyenne inférieures à 0,6 % dans les bassins essentiellement schisteuxdes groupes 1, 2 et 2 ' , supérieures à 0,6 % dans les bassins à fortescomposantes granitiques du groupe 3 et même plus grandes que 0,8 % dansle groupe h.
3. 5 .1 . k. Détermination_d^unités_géomorp_hologig,ues
Cette constatation nous a conduit à tenter de définir desunités géomorphologiques tenant compte de la géologie, de la densité dedrainage et de la pente des terrains, représentée ici par la pente ducours d'eau principal.
Les tableaux 12 et 13 qui précèdent de même que le graphique7 ci-après, nous ont aidé dans cette détermination.
O -
-oCD3ffCDc.c
c
c
-i 4
3O
3 -
2 -
0
0 , 2 0 , 3 0 , 4 0 , 5 0 , 6 0 , 7 0 , 8 0 , 9 1 , 0 1 ,1 1 , 2 1 , 3
a-iw¡y
E0)
- 4
I
G
i—IHp]
aiomoSoT3a:oc-oo1—1
oc;men
1 , 4 1 , 5 1 , 6
Dd km/km*
1,7
1+8
3-5-1 .U. I . Le Massif Central
II semble que, dans cette région où les différences géologi-ques sont très marquées, la pente des bassins n'apporte qu'un faiblecomplément d'informations, à ce que donnaient déjà la densité dedrainage et la géologie. Nous résumerons ceci dans le tableau ci-dessous :
Unités
1
2
3
k
100
100
80
100
Géologie
% calcaire
% calcaireset marnes
% granite
% granite
0
1
Dd
< 0
,65<
,1<
km/km 2
,65<o,
<1,
> 1 , 5
9
2
my
my
my
2
3
3
,5
,8,6
I
' 2
(1
(2
C\J
<
%
,5
,6
,7
1
à
à
à
3
51*
,1)
my< 2,5
> 2,5
3.5-1-^.2. La_Bretagne
Pour la Bretagne par contre, I est un élément de différen-ciation important qui permet de préciser les différences que souli-gnaient déjà les deux autres facteurs. Nous avons résumé les unitésainsi définies dans le tableau ci-dessous :
Unités
1
2
2'
3
1+
Géologie
bassins essentiellementschisteux
bassins à dominanteschisteuse
bassins25 à 80
plus de
"
intermédiaires% de granite
50 % de granite
tt it
Dd
<0,78my = 0,58
0,72< <O,81
my = 0,77
O,81< <0,9my = 0,83
>0,9my = 1,05
0,66$ <0,71my = 0,7
I
my = 0,1+6
my = 0,5
my = 0,1+1+
my = 0 ,6
my = 1
<0,7
$0,7
<0,7
<0,7
>0,7
3- 5 .2 . Unités "hydrogéomorphologiques" - Essai de cartographie
L'association de cette classification géomorphologique et duregroupement des bassins selon la valeur de leur écoulement souterrain a permisde déterminer des unités hydrogéomorphologiques dont la cartographie, princi-palement en Bretagne, présente un certain intérêt. Nous ne détaillerons cepen-dant pas la description de ces différentes unités et résumerons seulement dansles tableaux ci-après leurs différentes caractéristiques et les bassins ren-trant dans telle ou telle catégorie.
La carte ci-après illustre ce paragraphe.
3 .5-2 .1 . Massif Central
G E O M O R P H O L O G I E
Géologiekrn/km^
1%
100 % calcaire
Dd < 0,5
100 % calcaire et marnes
Dd < 0,90,51,5 I <
80 % granite
1,1 <2,6 <
Dd < 1,2I < 5,1
100 % granite
Dd > 1,52,7 < I < k,k
n81-3o
< 20
20 %
1+0 %
> kO 1k Vis15 Tarn
11 Tarn2 Aveyron
1Q Lergue3 Cernon
13 Vis
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6 Gardon de Mialet£- II 11 II
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3.5-2.2.
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I 0,7
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I >, 0,7
—5
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7 Cantache3 Arguenon
30 Chéran36 Vicoin25 Ranee
18 Gouessant (1 Aff sup. I = 0,9)
"10 %
-17,5 %-
-20 %
— ko % —
19 Gouet
©22 Loch1U Elle
12 Claie15 Elle
21 Lié23 Odet28 Trieux
6 Blavet 2k Penze16 Elez
|27 Scorfff20 Isole32 Ernée \
31 Ernée
17 Elorn13 Coet Organ
BRETAGNE üHITES HY DROGEOnORPnPLOCIOüES cf \Mw U.l.
onifé: hjdrogíomorfholojíqeei
II =.
n
50 kn
52
3«5-3. Relations entre la densité de drainage et l'écoulement souterrain
La possibilité ainsi démontrée, tant dans le Massif Centralqu'en Bretagne, de définir des unités "hydrogéomorphologiques" distinctespar leurs caractéristiques topographiques, géologiques, et par leur écou-lement souterrain, a déjà mis en évidence l'existence d'une relation cer-taine entre écoulement souterrain et Dd. Il est intéressant de constaterque cette relation existe aussi bien dans des régions à géologie tranchée(cf. Massif Central) qu'en des pays relativement homogènes du point de vuegéologique.
Il nous a donc paru intéressant de préciser ce phénomène enappliquant systématiquement aux deux secteurs étudiés chacune des méthodesdéterminées par les américains.
Afin de ne pas trop nous répéter, nous présenterons ce travailsous forme de tableaux résumés et de graphiques illustrant chacune deslois.
Nous rappellerons rapidement dans le tableau ci-dessous lescaractéristiques du matériel utilisé.
MASSIF CENTRAL BRETAGNE
Ecoulement souterrain Etiage du mois Etiage des 10 joursdu mois
ou des 3 moisselon les bassins
Densité de drainage
Dd
Evaluée sur la carte au 1/100 000 à partirdes cours d'eau en bleu
perennes + temporairesDd(p+t)
pas de choixDd
3.5.3.I. Méthode de CARLSTON (1963)
3.5.3.1.1. Résultats américains
Qb proportionnel à Dd"
Présentation graphique : 1 graphique bilogarithmique
log Qb en ¿/s/km2
*• en fonction de log Dd km/km2
3.5.3.1.2. Résultats français
1) Massif Central (graphique 8-1)
Le report sur graphique bilogarithmique des valeurs de l'écou-lement souterrain exprimées en £/s/km2 en fonction de la densité
Graphique Ö-2 BRETAGNE METHODE DE CARLSTON Graphique 8-1 MASSIF CENTRAL
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de drainage Dd en km/km 2 n'offre aucune possibilité d'établir derelation entre Qb et Dd.
2) Bretagne (graphique 8-2)
Qb = étiage des 10 jours
Cette même relation ne peut être établie en Bretagne, mais il estpossible d'y séparer quatre groupes de points correspondant â peuprès aux unités hydrogéologiques définies précédemment :
- les groupes 1 et 2 rassemblent les points de l'unité hydrogéo-morphologique 1
- le groupe 3 ceux des unités 2 , 3 , k et 5
- le groupe h ceux de l'unité 6.
Nous avons été tentés de tracer à l'intérieur de chacun de cesnuages de points, des droites parallèles suggérant l'existencede relations entre Qb et Dd, mais ces alignements semblent peusûrs.
3. 5 «3. 1.3. La_mis§ en_parallèle_des_bassins_étudiés_ici_et de_ceux gu_|_avaitobserve CARLSTON (cf. tableau 1U) met en évidence de nombreusesdifférences qui pourraient expliquer, en partie, notre impossibilitéà retrouver la relation établie par cet auteur outre que nos valeursde Dd sont bien plus faibles que les valeurs américaines, et cecien raison de la manière différente dont nous les avons évaluées, lesbassins français ne possèdent ni la relative homogénéité de taille,ni surtout l'homogénéité climatique des bassins du Nord-Est des USA.
Les précipitations varient de : 1 à 1,2 aux USA1 à 2 en Bretagne1 à presque 3 dans le Massif Central.
L'importance de ces variations climatiques pourrait expliquer, enpartie, les fortes valeurs de Qb en £/s/km2 observées dans les zonesà forte densité de drainage, de même qu'elles seraient, en partie,la cause des différences enregistrées pour de mêmes formations géo-logiques entre la Bretagne et le Massif Central. Mais nous avons vuprécédemment que d'autres facteurs, tels la pente, rentraient égale-ment en ligne de compte. (Nous ne possédons malheureusement aucunedonnée de cet ordre pour les bassins américains).
3 .5-3 .2 . Méthode_de_TRAIKER (1969)
3 .5 .3 .2 .1 . Résultats américains
Qb proportionnel à Dd"2
Présentation graphique : 1 graphique semilogarithmique
log Qb en £/s/km de cours d'eau* en fonction de Dd en km/km2
T A E L E A U Ik
Bassins étudiés
Superficie en km2
Précipitations
Géologie
Densité dedrainage enkm/km2
Qb en £/s/km2
Qb/QT en %
CARLSTON
13 à. 1U21 1Q
IOI6 à 1270
< • • - • homogene poui
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granitesroches métamorphiquessables-argiles-grès
isohypses1,85 à 5,9
1,09 à 26,8
TRAINER
21 à 3781 18
1018 à 1138
* la region *
Bassin geologic
roches métamorphiquesschistes - grès+ couverture d'alté-ration de 15 à 22 m
Cours d'eai0,99 à 1,89
1,76 à 10,6
QRSBORN
58O à 81+1+
1 1,1*
my 762
luement homogène
glaises/granités
1 en bleu0,3^ à 1,62
0,lU à 2,29
h à ko
MASSIF CENTRAL
1+6 à 9251 20
800 à 2285
1 2,85
•-%
granitescalcaire
Cours d'ea\(0,22) 0,51+ à 1,78
3,75 à 8,20
11 à > 32
BRETAGNE
13,8 à 5701 k\
61+5 à 1295
1 2
bassins hétérogènes
granitesroches métamorphi-ques
1 en bleu0,38 à 1,3
0,033 à !+,!+
0,5 à 1+9
V/lV/l
56
3 . 5 - 3 . 2 . 2 . Résultats franjáis.
1) Massif Central (graphique 9~i)
Bien que certains points restent encore à l'écart de toute relation,il semble possible sur ce graphique de tracer, avec une approxima-tion pouvant atteindre de 25 à 50 %, la droite correspondant à unerelation probable entre Qb et Dd.
On pourrait ainsi séparer sur ce graphique trois classes de bassins:
Dd > 1,25 k m / k m 2 Qb < 3,5 Ä / s / k m de cours d 'eau0,9 < Dd < 1,25 3,5 < Qb < 6
Dd *. 0 ,9 Qb > 6
2) Bretagne (graphique 9~2)
Qb = étiage des 10 jours
Ce graphique donne des résultats tout à fait comparables à ceux dela méthode précédente :
- impossibilité d'établir de relation entre Qb et Dd- séparation des quatre mêmes groupes de bassins.
3 . 5 . 3 . 2 . 3 . Comparaison avec les_résultats_americains
Contrairement à la méthode de CARLSTON précédemment appliquée, laméthode de TRAINER semble donner, dans le Massif Central, à ladifférence de la Bretagne, des résultats comparables à ceux desbassins américains (possibilité de tracer une droite Qb a Dd~ 2
avec approximation de U0 % environ).
Or , si les valeurs de D d , en France comme aux U S A , sont du mêmeordre de grandeur, puisque évaluées de la même façon, en différencesclimatiques subsistent.
On peut donc penser que d'autres éléments de différenciations inter-viennent .
L 'un de ces facteurs pourrait être l'homogénéité géologique dechaque bassin. On peut, en effet, observer que cette homogénéitécaractérise les bassins américains comme les bassins du Mas.sifCentral, et ceci à l'inverse des bassins bretons.
3 . 5 . 3 . 3 . Methode_d¿0RSB0RN (1970)
3 . 5 . 3 . 3 . 1 . Résultats américains
Qb/QT proportionnel à Dd~ 2
Présentation graphique :
. 1 graphique bilogarithmique
r logarithme de Q b / Q T enen fonction de log Dd
. 1 graphique semilogarithmique, Q b / Q T en %
en fonction de log Dd
57
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3 .5-3 .3 .2 . Résultats français
1) Massif Central (graphiques 10-1 et 11)
Ces deux graphiques font apparaître une relation assez nette (quasilinéaire) entre Qb/QT et Dd.
Cette méthode permet d'autre part de séparer quatre groupes de bas-sins :
Dd > 1,25 % < 16 %
0,82 < Dd < 1,25 16 < H < 25 %
0,65 < Dd < 0,82 25 < H < 35 %o u
Dd > 0,65 7*r sans doute > 35ou 0,60 QT
Nous pensons cependant que l'estimation des valeurs de Qb à partird'étiages différents selon les bassins (10 jours pour les bassinsgranitiques, 3 mois pour les bassins calcaires) aurait permis depréciser davantage la relation ainsi établie.
2) Bretagne (graphiques 10—2 et 12)
La comparaison du rapport - r en % et de Dd ne donne aucun résultaten Bretagne.
Il devient tout juste possible, sur le graphique 12, de séparer lesquatre groupes de bassins précédemment définis.
3.5-3.3-3- La_com£araison_des_résultats_français et_américains aboutit auxmêmes constatations que celles du paragraphe 3.5-3.2.3.
3.5.3.h. Conclusions
L'application systématique des trois méthodes américainesaux deux régions françaises étudiées, entraîne un certain nombre deremarques :
1. Dans tous les cas, on ne peut rechercher de relation entre la densitéde drainage et l'écoulement souterrain que si les bassins envisagéssont géologiquement homogènes. (Nous n'avons pu trouver, en Bretagne,aucune relation comparable à celle des Américains).
2 . A moins d'avoir une alimentation rigoureusement homogène sur l'en-semble des bassins étudiés, il semble inexact de vouloir relierdirectement Qb à Dd. L'application des méthodes de CARLSTON (1963)et de TRAINER (1969) aboutit en effet soit à un résultat nul, soità une approximation de l'ordre de 50 %.
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3« La recherche d'une relation entre Qb/QT et Dd nous paraît par contrela voie la plus valable.
k. Nous devons d'autre part rappeler que la manière dont nous auronsévalué les écoulements souterrains est sans aucun doute une des causesde la dispersion des points.
Les périodes choisies pour le calcul d'un écoulement moyen sont en effettrès brèves (3 ans seulement).
Et le choix des étiages, en particulier dans le Massif Central est toutà fait arbitraire (1 mois). Il aurait certainement été beaucoup plusexact de faire varier cet étiage selon les bassins entre 10 jours et3 mois.
5. Le fait de n'avoir pu trouver en Bretagne de relation directe entrel'écoulement souterrain et la densité de drainage, mais d'avoir puséparer plusieurs groupes de bassins, nous rappelle que la densité dedrainage ne peut être qu'un index parmis d'autres, de Qb.
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4 . CONCLUSION GENERALE
L'étude qui précède, malgré certains résultats peu encourageants,aboutit à deux conclusions intéressantes :
1. Nous avons déjà précisé dans l'introduction que le but visé ici n'étaitpas la recherche d'une relation directe entre Qb et Dd, mais bien plutôtcelle d'un index permettant d'évaluer l'écoulement souterrain dans desconditions d'écoulement total donné.
Notre tentative d'appliquer systématiquement les méthodes améri-caines à des bassins français n'a fait que confirmer un effet : l'impossi-bilité d'établir une telle relation, si les conditions d'alimentation desbassins, ne sont pas identiques. La Dd devrait donc être utilisée commeun index permettant de transposer un coefficient Qb/QT, d'un bassin oùles deux écoulements sont connus, parce que QT est observé, à un bassinoù seul QT est connu par calcul (P - ETR) et ne se prête donc pas à uneanalyse d1hydrogramme ni même à une évaluation d'étiage.
Une relation entre Qb/QT et D permettrait donc, connaissant QTet Dd, d'estimer Qb.
2. Le second aspect intéressant nous semble être la possibilité de définir,puis de cartographier, grace à la Dd, associée à d'autres facteurs topo-graphiques et géologiques, des unités géomorphologiques, qui dans lesrégions peu différenciées du point de vue géologique (cf. Bretagne)peuvent permettre de classer les bassins les uns par rapport aux autres,d'un point de vue hydrogéologique.
La détermination de telles unités offre peu d'intérêt dans lesrégions à géologie tranchée, où les facteurs géologiques seuls suffisentà caractériser l'importance relative de l'écoulement souterrain.
Il serait par contre intéressant d'étendre cette étude auxdomaines plus sédimentaires où la définition d'unités géomorphologiquespermettrait peut-être d' affiner les distinctions lithologiques ou desubdiviser des domaines présumés homogènes, comme la craie par exemple.
Peut-être pourrait-on également dans cette même optique envisagerdes relations, non plus entre les valeurs absolues de Qb ou Qb/QT et Dd,mais entre les écarts de ces valeurs par rapport à des moyennes d'ensemblede bassins.
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