Soutenance mémoire
L’or bleu un enjeu écologique et géopolitique majeur
L’eau est essentielle au développement de la vie sur terre et a de tout temps été vecteur d’agrégation des populations humaines. Depuis environ 4 milliards d’années la quantité d’eau sur terre est stable et représente 1,4.109 km3. L’eau douce ne représente cependant que 2.5% du volume total d’eau sur Terre soit environ 35.106 km3 (Oki and Kanae, 2006). De plus environ 69,7% de l’eau douce est contenue dans la cryosphère (glace et neige) et 30% dans les horizons géologiques profonds. Ainsi on estime que l’eau douce accessible par l’homme sur les surfaces continentales ne représente que 0,3% de l’eau douce (Laimé, 2015). Chaque année environ 4600km3 de cette eau douce sont mobilisés (Burek et al., 2016) principalement pour satisfaire les besoins en eau pour l’irrigation, l’élevage, la production d’énergie, la consommation domestique ou l’industrie. Du fait que la consommation en eau croît de manière continue la demande mondiale devrait augmenter de 20 − 30% en 2050 pour atteindre une consommation annuelle de 5500km3 /an à 6000km3 /an (Burek et al., 2016). Sur Terre les ressources en eau sont réparties de façon très inégales. Neuf pays détiennent 60% des ressources naturelles renouvelables d’eau douce mondiale : le Canada, la Chine, la Colombie, le Pérou, le Brésil, la Russie, les États-Unis, l’Indonésie et l’Inde. Cependant ramené à la norme internationale de disponibilité en eau douce par an et par habitant (cf. figure 1.1) l’Inde est considérée en situation de stress hydrique avec moins de 1700m3 /hab/an et la Chine est considérée comme vulnérable. Selon les projections, le nombre de personnes risquant de souffrir d’une augmentation du stress hydrique sera compris entre 0,4 − 0,7 milliard à l’horizon 2020, entre 1 − 2 milliards à l’horizon 2050 et entre 1,1 − 3,2 milliards à l’horizon 2080 (IPCC, 2017). En plus d’être rare et répartie de façon hétérogène les pressions anthropiques exercées sur les ressources en eau et le cycle de l’eau dans son ensemble ont des conséquences dramatiques. Tout d’abord les activités humaines dégradent de façon très préoccupante la qualité des eaux (douces ou non). Les diverses sources de pollution proviennent principalement des exploitations agricoles, des rejets industriels variés et des eaux usées domestiques lorsqu’elles ne sont pas acheminées vers des stations d’épuration. Une des conséquences directe de la pollution de l’eau est que les maladies et intoxications liées à l’absorption ou au contact d’eau polluée ne cessent de croître. Dans les pays en voie de développement on enregistre fréquemment des taux de pollution des cours d’eau 30 à 100 fois supérieurs aux normes internationales (Laimé, 2015). Par exemple on estime que 33-77 millions de la population totale du Bangladesh qui s’élève à 125 millions consomment de l’eau contaminée (OMS, 2018). Ces diverses sources de pollution sont vectrices de maladie aigües en tout genre et selon l’OMS deux millions de décès par an sont attribuables à l’insalubrité de l’eau (OMS, 2018). En plus des risques sanitaires dramatiques une forte pression est exercée sur l’équilibre écologique fragile des cours d’eau impliquant la destruction massive de la flore et la faune aquatique. Par exemple la présence de matières organiques favorise le développement de bactérie aérobies qui tendent à asphyxier le milieu. L’usage excessif d’engrais chargés en nitrates et phosphates entraîne la prolifération d’algues (eutrophisation) qui elles aussi asphyxient les autres formes de vies à cause d’une forte consommation d’oxygène. La pollution thermique réduit très sérieusement la diversité de la vie aquatique dans l’eau et les matières en suspension modifient la transparence de l’eau et perturbent la photosynthèse et/ou la respiration des poissons. Ainsi, la dégradation de la qualité des eaux naturelles par notre mode de vie est aujourd’hui une préoccupation majeure. Une autre conséquence de la pression anthropique est que le comportement hydrologique à l’échelle d’un bassin ou plus localement à l’échelle de sous bassin subit des modifications induites directement ou indirectement par les activités humaines. En transformant leur environnement, les sociétés modifient le cycle de l’eau. Les aménagements hydrauliques comme par exemple la dérivation partielle ou totale d’un cours d’eau pour l’irrigation, l’implantation de barrages pour la production hydroélectrique ou le laminage des crues induisent la modification directe des conditions du cycle hydrologique local. La commission mondiale sur les barrages indique que 45000 barrages ont étés construits depuis 1930 (Baghdadi and Zribi, 2016a). L’urbanisation aussi, avec ses aménagements imperméables affecte fortement la circulation des eaux; l’eau s’écoule rapidement sur ces surfaces et est acheminée vers le réseau hydrographique par des canalisations sans s’infiltrer dans le sol. L’agriculture avec l’irrigation, le drainage agricole, la modification de l’occupation des sols (incluant l’urbanisation et la déforestation), les cultures intensives, la réduction et/ou la modification du couvert végétal modifie directement les flux hydrologiques et génèrent des impacts sur les écoulements en modifiant par exemple le coefficient de ruissellement. L’exemple le plus connu est sans doute celui de la mer d’Aral (illustré sur la figure 1.3) qui a perdu depuis 1960, 75 % de sa surface, 14 mètres de profondeur et 90 % de son volume principalement à cause du détournement massif de ses affluents (Cretaux et al., 2013; Rogov, 2014). Ces divers aménagements pourraient même avoir des conséquences sur l’augmentation de la fréquence voire la force des évènements pluvieux intenses et les pics de crue dans les cours d’eau (Ghio and Godard, 1995). Ces transformations quasiirreversibles des conditions hydrologiques naturelles se font sentir à différentes échelles et ont généralement pour conséquence de fortement modifier les régimes hydrologiques des cours d’eau voire, dans certains cas, le cycle hydrologique à l’échelle d’un bassin versant (Hingray et al., 2009). À droite : la zayendeh rud « la rivière qui donne la vie » et le Si-o-se Pol « le pont aux trentetrois arches », l’un des plus célèbres ponts d’Isfahan. Les eaux du fleuve qui avaient fait de la ville une oasis au milieu du désert est à sec car ses eaux ont étés principalement détournées pour irriguer des champs de pistaches dans la région centrale de Yazd. Inévitablement, aux problèmes de stress hydrique et sanitaires s’ajoutent les problèmes géopolitiques liés à cette précieuse ressource. Les flux d’eau n’étant pas confinés à l’intérieur des frontières politiques la gestion des bassins transfrontaliers peut s’avérer complexe voire conflictuelle. De ce fait la mise en place de comités de bassin interétatiques permet de favoriser la gestion et l’utilisation intégrée de la ressource (Richard, 2009). Ces organismes constituent en théorie la gouvernance sur les eaux partagées. Cependant beaucoup de ces organismes peinent à aboutir à un consensus ou tout simplement à faire respecter les accords mis en place. Il existe un décalage important entre les déclarations politiques préconisant la mise en place de la gestion intégrée des ressources en eau, les attributions de ces organismes telles qu’elles sont prévues par les textes et une réalité infiniment plus complexe (Richard, 2009). Dans le monde plusieurs foyers de tension interétatique de degré plus ou moins élevés génèrent de hautes sources de conflits allant parfois jusqu’à la confiscation partielle de la ressource en eau. On peut mentionner en Afrique : les grands bassins versants du Nil, du Niger et du Tchad, partagés entre de nombreux États, font l’objet d’inquiétants conflits. Au Proche-Orient la gestion du Tigre et de l’Euphrate alimentent des conflits directes entre la Turquie, l’Irak et la Syrie. Le bassin du Jourdain, qui ne rivalise pas en taille avec celui du Tigre-Euphrate et du Nil, est néanmoins soumis à des conflits plus nombreux et plus violents. Prenant sa source au Liban, le Jourdain sépare Israël des États arabes voisins, Syrie et Jordanie. La guerre des Six Jours a souvent été considérée comme la première guerre de l’eau contemporaine et à l’heure d’aujourd’hui cette région est victime de hauts conflits non résolus et les stratégies de confiscation progressive de l’eau douce permet à Israël de dépendre à hauteur de deux tiers de son approvisionnement des territoires occupés (Ayeb, 2014). À des milliers de kilomètres le Rio Grande représente l’une des source de conflits majeur entre les Mexique et les Etats-Unis. Pour faire face aux besoins massifs de l’humanité en eau douce les prélèvements des eaux souterraines dans les aquifères sont en forte croissance. Ces besoins qui sont tout autant quantitatifs que qualitatifs exercent une pression de plus en plus lourde sur ces réservoirs. À l’échelle globale, l’exploitation de ces réservoirs a augmenté de 144% entre 1950 et 1980. Les taux de prélèvement les plus forts se situent évidemment dans les pays de la zone aride ou semi-aride où les prélèvements d’eau souterraine ont été multipliés par 11 en Libye entre 1970 et 2000, par 10 en Arabie Saoudite entre 1975 et 2000, par 6 en Égypte entre 1972 et 2000, par 3 en Iran entre 1965 et 1995 et par 3,2 en Tunisie entre 1977 et 2000 (Margat, 2008). Une étude (cf. figure 1.4) indique que la Libye, l’Égypte, l’Arabie Saoudite, le Yémen, l’Oman, l’Israël, la Palestine, le Liban, la Syrie, l’Iran, l’Afghanistan, le Pakistan et l’Ouzbékistan ont utilisé en 2014 plus de 100% de la recharge annuelle de leurs aquifères. Les dangers liés à la surexploitation des réserves d’eau souterraines étant encore mal connus et leurs temps caractéristiques de renouvellement naturel pouvant varier de l’année hydrologique à plusieurs centaines voire plusieurs milliers d’années selon les types d’aquifères et climats (Laimé, 2015), la gestion des eaux souterraines constitue donc l’un des axes majeurs de la réflexion sur la gestion durable de la ressource en eau (Petit, 2004).
Limitations des réseaux de mesure hydrométriques in situ
Bien que primordiales pour les études hydrauliques et hydrologiques, la densité des réseaux de mesure in situ est relativement hétérogène selon les bassins hydrographiques (Calmant and Seyler, 2006) et présentent aujourd’hui une situation assez disparate autant en terme de fiabilité qu’en terme de pérennité et rapidité de diffusion pour les raisons suivantes :
— Par manque de moyen les pays sous-développés et en voie de développement sont les moins équipés. Cela est fortement contraignant pour le suivi des grands bassins tels que celui de l’Amazone ou du Congo (cf. figure 1.14.a).
— Le nombre de stations de mesures in situ ne fait que décroître depuis 1980. Le nombre de ces stations est quasiment retombé au nombre de stations du début du siècle (cf. figure 1.14.b).
— Lorsqu’elles existent les stations sont souvent sous la responsabilité d’un résident local qui a pour mission d’effectuer les relevés, la précision de tels relevés est donc largement tributaire de la bonne volonté de la personne qui les effectue.
— Le coût des missions de campagne de mesures ou le coût d’installation et de maintenance des stations est un facteur extrêmement limitant principalement dans les pays sous-développés et en voie de développement .
— Les difficultés liées à l’inaccessibilité du terrain et/ou les risques sécuritaires, sanitaires, naturels contraignent sérieusement les missions voire les rendent impossibles.
— La diffusion des données peut être extrêmement lente (cf. section 1.3.2) voire inexistante du fait de la rétention d’information due au caractère extrêmement sensible des données liées à l’eau.
Principe de la mesure altimétrique
Les techniques radar (Radio Detection and Ranging) consistent à mesurer l’intervalle de temps qui sépare l’émission d’une impulsion électromagnétique en direction d’une cible réfléchissante et le retour de son écho. Le radar altimètre à bord du satellite envoie une succession d’impulsions brèves et enregistre les signaux reçus en écho après réflexion des ondes incidentes sur la surface de l’eau réfléchissante. En mesurant le temps de trajet aller-retour T de l’onde et en supposant que le signal se propage à la vitesse de la lumière, la distance R entre le satellite et la surface peut être calculée telle que 2R = cT . Dans le contexte océanique représenté sur la figure 1.16 la valeur relative SSH de la surface en eau est donnée par SSH = S − R avec S l’altitude du satellite par rapport auquel est repéré le satellite. Les mesures altimétriques doivent ensuite subir un certain nombre de corrections de propagation liées au fait que la propagation réelle dans l’atmosphère (ionosphère, pression atmosphérique et humidité de la troposphère) ne se fait pas à la vitesse de la lumière et doit être rapportée à une Terre non déformée (marées polaires et solides, voire marées océaniques et surcharges associées) avant d’être exploitables (Fu and Cazenave, 2000).
Modèles empiriques et mesures télédétectées
Depuis le développement des mesures satellites des approches empiriques prenant en compte une ou plusieurs variables ont été développées (cf. relations 1.5, 1.6 et 1.7). Le développement de ces méthodes s’inscrivent dans la volonté de généraliser l’estimation des débits à partir de mesures satellitaires. Un état de l’art succinct de ces méthodes est présenté ici. Les premières études utilisant des lois empiriques combinées à des mesures télédétectées ont été menées par Bjerklie et al. (2003) qui ont calé les paramètres de plusieurs lois de géométries hydrauliques (cf. section 1.5.1) sur des jeux de données issus de plus de 1000 stations in situ. Les auteurs évaluent le potentiel d’estimation des variables d’entrée de ces lois à partir de mesures satellites alors qu’elles sont classiquement déterminées par des mesures in situ. La hauteur et les pentes de la surface libre sont estimées à partir de mesures altimétriques ou de mesures lidar (télédétection par laser); la largeur à partir d’imagerie satellitaire, la pente du canal à partir de cartes topographiques et les vitesses de surface à partir de mesures lidar. Ainsi, les auteurs examinent le potentiel d’estimer le débit de rivières non jaugées où seul un sous-ensemble des paramètres hydrauliques en jeu dans les lois d’écoulement est observé par satellite. Dans cette étude les auteurs soulignent l’importance de calibrer les variables non observées, telles que le coefficient de rugosité ou la bathymétrie de la rivière. Basé sur le même principe, associant lois de géométries hydrauliques calibrées sur des jeux de données in situ et des données multisources, Bjerklie et al. (2005) estiment des débits à partir de mesures de largeur obtenues par photos aériennes, de pente de canal obtenues à partir de cartes topographiques et des mesures de vitesse de surface observées à partir d’images SAR. À partir de l’équation de Manning (cf. section 1.5.1.1.1 et chapitre 2) et de quelques hypothèses simplificatrices LeFavour and Alsdorf (2005) ont estimé des débits sur le fleuve Amazone. Les auteurs ré-expriment l’équation de Manning sous une forme simplifiée faisant intervenir la profondeur, la largeur, le coefficient de rugosité et la pente d’énergie qui est approximée par la pente moyenne du canal. Les profondeurs moyennes ont étés estimées via des cartes de navigation; les largeurs à partir d’images SAR; le coefficient de rugosité provient d’estimations issues de la bibliographie; la pente du canal a été estimée via les cartes topographiques issues du Shuttle Radar Topography Mission (SRTM). Depuis diverses études associant lois empiriques et données multi-sources ont été menées. À partir de données topographiques (SRTM) sur les plaines inondables et des images Moderate-Resolution Imaging Spectroradiometer (MODIS) de plaines innondées Brakenridge et al. (2011) montrent qu’il est possible de mesurer des tirants d’eau. D’abord les auteurs évaluent le « pattern » d’inondation en amont et en aval du tronçon d’étude. Associées aux cartes topographiques la hauteur et les pentes moyennes de surface libre sont estimées pour chaque image. Enfin des équations de géométries hydrauliques paramétrées par Bjerklie et al. (2003) sont appliquées afin de dériver des estimations raisonnables du débit. La bonne résolution temporelle (1 à 2 jours) de MODIS (Moderate Resolution Imaging Spectroradiometer) à permis à Smith and Pavelsky (2008) de construire des relations largeurs-débits à partir de débits in situ et de largeurs télédétectées. Les résultats de cette étude suggèrent que si une échelle de longueur de rivière suffisamment large est définie alors la spécificité inhérente au site diminue et les courbes de tarage dérivées à partir de ces images deviennent transférables vers d’autres sites. Tarpanelli et al. (2012) examine le potentiel des images à basse résolution (150m) obtenues par un radar ASAR (Advanced Synthetic Aperture Radar) embarqué sur le satellite ENVISAT pour calibrer un modèle hydraulique (cf. section 1.5.2.2) couplé à un modèle hydrologique (cf. section 1.5.2.1) semi-distribué. L’étude est appliquée sur un sous-bassin du Tibre dans le centre de l’Italie, où une inondation s’est produite le 28 novembre 2010 et a provoqué des dégâts importants. La résolution spatio-temporelle des images prises par le radar ASAR a permis d’obtenir des images de la région inondée lors du pic de l’hydrogramme. Ces zones inondées ont été utilisées pour calibrer le coefficient de rugosité du canal et la plaine d’inondation. Les débits d’entrée du modèle hydraulique ont eux étés calibrés via des courbes de tarage in situ amont et des hauteurs d’eau altimétriques. Birkinshaw et al. (2012) utilisent des mesures de hauteurs, de pentes et de largeurs télédétectées comme variables d’entrée des relations de géométries hydrauliques calibrées par Bjerklie et al. (2003). Les hauteurs d’eau proviennent de mesures altimétriques (ERS-2 et ENVISAT) à partir desquelles ils estiment des pentes de surface libre et les largeurs au miroir à partir d’imagerie LANDSAT. La méthode est validée pour trois stations in situ sur le Mekong et l’Ob. Gleason and Smith (2014) ont mis en évidence l’existence de relations linéaires le long de certains cours d’eau entre les coefficients de la loi 1.7 linéarisée. Sur la base d’une série longitudinale de géométrie hydraulique (AMHG : At-Many-stations Hydraulic Geometry) et de données de largeur provenant d’images LANDSAT les auteurs ont montré qu’il était possible de déterminer une relation linéaire entre les coefficients et exposants des relations de géométrie hydraulique le long des cours d’eau. A partir de ces relations largeurdébit les auteurs calculent le débit correspondant avec une erreur de l’ordre de 20 − 30% par rapport aux débits in situ. A partir de ces constatations Paris (2015) suggère qu’il serait intéressant de déterminer les coefficients non plus sur une unique station virtuelle mais sur une famille de stations et en utilisant les relations AMHG comme contraintes apriori.
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Table des matières
1 Introduction et contexte bibliographique
1.1 L’or bleu un enjeu écologique et géopolitique majeur
1.2 Hydrodynamique fluviale et variabilité hydrologique
1.2.1 Cycle de l’eau dans le bassin versant
1.2.2 Flux dans un réseau hydrographique
1.2.3 L’hydraulique fluviale en contexte de télédétection
1.3 Suivi in situ de l’écoulement dans les réseaux hydrographiques
1.3.1 La mesure du champs vitesse – estimation du débit
1.3.2 Mesure de la hauteur d’eau et courbes de tarage
1.3.2.1 Hauteur d’eau
1.3.2.2 Courbes de tarage
1.3.3 Estimation des pentes de surface libre
1.3.4 Profils longitudinaux continus par GPS embarqués
1.3.5 Limitations des réseaux de mesure hydrométriques in situ
1.4 Apport de la télédétection au suivi des variables hydrologiques et hydrauliques
1.4.1 La mesure des hauteurs d’eau par altimétrie nadir
1.4.1.1 Principe de la mesure altimétrique
1.4.1.2 Hauteurs d’eau et stations virtuelles
1.4.2 Imagerie satellitaire
1.4.3 La mission Surface Water and Ocean Topography (SWOT)
1.4.3.1 La mission
1.4.3.2 Les perspectives pour l’hydrologie continentale
1.4.3.3 Définition des « observables » hydrauliques SWOT sur les cours d’eau
1.5 Modèles d’estimation des débits des cours d’eau
1.5.1 Méthodes empiriques
1.5.1.1 Lois empiriques
1.5.1.1.1 Loi de Manning
1.5.1.1.2 Géométries hydrauliques
1.5.1.2 Courbes de tarage altimétriques
1.5.1.3 Modèles empiriques et mesures télédétectées
1.5.2 Les modèles hydrologiques et hydrauliques
1.5.2.1 La modélisation pluie-débit
1.5.2.2 La modélisation débit-débit
1.5.3 État de l’art des problèmes (inverses) en hydraulique spatiale – fusion modèles-données
1.5.3.1 Modèles hydrauliques
1.6 Visibilité des signaux hydrauliques par satellites
1.7 Synthèse du contexte et objectifs de la thèse
2 Modèles 1D d’écoulements à surface libre
2.1 Caractéristiques géométriques des canaux
2.2 Modèle 1D Saint-Venant complet
2.3 Régimes d’écoulement et contrôle hydraulique
2.4 Modèles hydrauliques 1D en régime permanent
2.4.1 Régime permanent et uniforme
2.4.2 Régime graduellement varié
2.4.3 Régimes permanents sans apports de masse
2.4.3.1 Courbe de remous en canal rectangulaire pour un écoulement permanent et sans apports/pertes de masse
2.4.3.2 Courbe de remous en canal paramétré par une loi puissance pour un écoulement permanent et sans apports/pertes de masse
2.4.4 Résolution des équations de courbe de remous
2.4.5 Formes de la surface libre des écoulements en régime permanent
2.5 Modèles hydrauliques 1D en régime transitoire
2.5.1 Régimes transitoires sans apports de masse
2.5.2 Propagation d’onde de crue
2.5.2.1 Équation de l’onde cinématique
2.5.2.2 Équation de l’onde diffusive
2.5.3 Résolution des équations de Saint-Venant
2.6 Conclusion et choix de modélisation
3 Visibilité des comportements hydrauliques à partir « d’observables » de surface
3.1 Définition des canaux synthétiques
3.1.1 Dimensions hydrauliques typiques en contexte de télédétection
3.1.1.1 Le bassin Amazonien
3.1.1.2 Le bassin de la Garonne
3.1.1.3 Choix de dimensions représentatives pour les canaux synthétiques
3.1.2 Base de singularités géométriques typiques
3.1.2.1 Canaux avec rupture de pente et contre pentes (cas 1 et cas 2)
3.1.2.2 Dimensions caractéristiques des canaux de largeur variable (cas 3)
3.1.2.3 Dimensions caractéristiques des canaux dont la rugosité varie (cas 4)
3.1.3 Simulation des écoulements
3.2 Caractérisation de signatures hydrauliques par observation de la surface libre
3.2.1 Écoulement sur une rupture de pente (cas1)
3.2.1.1 Analyse de l’écoulement
3.2.1.2 Influence des conditions hydrauliques aux limites du bief
3.2.1.3 Analyse des « observables » de surface libre
3.2.1.4 Visibilité hydraulique
3.2.2 Écoulement sur une contre pente (cas 2)
3.2.2.1 Analyse de l’écoulement
3.2.2.2 Influence des conditions hydrauliques aux limites du bief et de la condition limite aval
3.2.2.3 Analyse des « observables » de surface libre
3.2.2.4 Visibilité hydraulique
3.2.3 Écoulement dans un canal dont la largeur varie (cas 3)
3.2.3.1 Analyse de l’écoulement
3.2.3.2 Influence des conditions hydrauliques aux limites du bief et de la condition limite aval
3.2.3.3 Analyse des « observables » de surface libre
3.2.3.4 Visibilité
3.2.4 Écoulements avec friction distribuée (cas 4)
3.2.4.1 Analyse de l’écoulement
3.2.4.2 Influence des conditions hydrauliques aux limites du bief et de la condition limite aval
3.2.4.3 Analyse des « observables » de surface libre
3.2.4.4 Visibilité hydraulique
3.3 Synthèse de la visibilité hydraulique des signatures des singularités sur les lignes d’eau
3.4 Longueurs de contrôle
3.5 Effet filtrant des écoulements sur la topographie
3.5.1 Filtrage à l’échelle locale
3.5.1.1 Filtrage d’une singularité isolée
3.5.1.1.1 Bosse sur un plan de pente variable (cf. figure 3.29.a et 3.29.d)
3.5.1.1.2 Bosse de hauteur variable sur un plan incliné (cf. figure 3.29.b et 3.29.e)
3.5.1.1.3 Bosse de longueur variable sur un plan incliné (cf. figure 3.29.c et 3.29.f)
3.5.1.2 Filtrage d’une rupture de pente
3.5.2 Filtrage à l’échelle d’un bief réel
3.6 Conclusion
4 Méthodes de segmentation des cours d’eau à partir d’observations de surface libre
4.1 Méthodologies
4.1.1 Méthodologies existantes
4.1.2 Méthodologies proposées
4.2 Cas test hydrodynamique « complexe »
4.2.1 Élaboration d’un canal type Garonne
4.2.2 Simulation de l’écoulement
4.3 Évaluation des méthodes de segmentation
4.3.1 Niveaux de variabilités spatiales
4.3.2 Définition des bornes des segments
4.3.3 Définition des grilles de segmentation
4.3.4 Écoulements sur grilles segmentées
4.3.5 Évaluation des stratégies de segmentation
4.4 Effet de la segmentation sur les écoulements modélisés
4.4.1 Analyse des écoulements sur canaux segmentés
4.4.2 Visibilité des non uniformités
4.5 Segmentation de profils réels in situ
4.5.1 Zone d’étude et profils in situ
4.5.2 Application de la méthode de segmentation aux profils longitudinaux de surface libre de la rivière Negro
4.6 Conclusion
5 Méthode de « débruitage » hydraulique automatique de mesures SWOT 1D
5.1 Introduction
5.2 Article : « A hydraulic based automated wavelet denoising method for depicting flow lines from remotely sensed (SWOT) distributed measurements »
5.3 Analyse de l’impact du bruit sur le signal de courbure
5.4 Conclusion
6 Visibilité géomorphologique et caractérisations de vitesses à partir des signaux de surface libre
6.1 Définition d’un cas synthétique complexe
6.2 Estimateurs de formes des sections de cours d’eau et bathymétrie
6.2.1 Travaux existants
6.2.2 Résumé des relations de formes utilisées dans cette thèse
6.2.3 Estimateur de forme de cours d’eau et bathymétrie sans apriori sur l’exposant β
6.2.4 Simulation d’écoulements sur canal apriori issu de ligne d’eau segmentées
6.3 Considérations autour de la vitesse
6.3.1 Lien entre les variations spatiales de la vitesse et la courbure
6.3.1.1 Analyse analytique de l’équation de courbure
6.3.1.2 Analyse de la relation sur cas tests synthétiques
6.3.1.3 Application : identification du signe de ∂xU sur le cas Garonne
6.3.2 Ondes de crue
6.4 Aprioris de formes appliqués au cas Garonne pour l’estimation de vitesses d’onde
6.5 Conclusion
7 Conclusion et perspectives
Bibliographie
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