Variation de la teneur en eau des sols : représentation, modélisation

Composition du sol

Le sol est un milieu complexe et dynamique à trois phases : solide, liquide et gazeuse. La phase solide est composée de particules minérales et de particules organiques, la phase liquide est composée d’eau et de solutés, la phase gazeuse est l’air du sol. Les particules de la phase solide sont de tailles diverses et de formes irrégulières. Deux notions sont importantes à considérer pour caractériser les particules solides et leur agencement : la texture du sol et la structure du sol.
La texture du sol représente la distribution des particules élémentaires en fonction de leur diamètre. Pour des particules de diamètre inférieur à 2 mm, trois types de particules sont distingués selon la classification de l’USDA : les sables (0.05-2 mm), les limons (0.002-0.05 mm) et les argiles (moins de 0.002 mm). Les particules de diamètre supérieur à 2 mm sont appelées les éléments grossiers. La structure du sol est une caractéristique dynamique qui se réfère à l’arrangement des particules solides . Elle définit la porosité du sol, c’est à dire l’espace poral qui peut être rempli d’eau et d’air. Le volume poral varie dans l’espace et dans le temps en fonction des conditions agri-environnementales et des propriétés du sol. La caractérisation de la structure du sol est indispensable pour l’étude du transfert de l’eau dans le sol car elle détermine les propriétés hydrodynamiques du sol.

Les variations de la teneur en eau du sol

Lorsqu’une pluie tombe à la surface d’un sol nu, une partie ruisselle en surface et l’autre s’infiltre dans le sol. L’eau infiltrée est ensuite soit drainée vers les couches du sol profond ou la nappe soit évaporée. Le partage ruissellement infiltration est élément important car il permet de déterminer la quantité d’eau qui alimente réellement le sol. Celle-ci est en général inférieure aux précipitations sauf dans des zones d’accumulation où l’eau est acheminée par ruissellement produit par les surfaces adjacentes. L’infiltration est conditionnée par les propriétés de transfert du sol qui dépendent de nombreux facteurs :
Le type du sol (les propriétés hydrodynamiques du sol) ;La compaction de la surface du sol (par exemple, dégradation de la structure de la couche de surface du sol et la formation d’une croûte dense imperméable); La couverture du sol; La topographie et la morphologie; Le débit de l’alimentation (intensité de la précipitation, débit d’irrigation); La teneur en eau initiale du sol.
L’évaporation à la surface du sol se définit par le passage de l’eau de la phase liquide à la phase vapeur. L’évaporation est une des composantes fondamentales du bilan hydrique et son étude est essentielle pour connaître l’état hydrique d’un sol. Nous pouvons distinguer trois phases d’évaporation pendant une période de dessèchement d’un sol nu :
La première phase concerne les sols humides en surface pendant laquelle l’évaporation est dépendante de la demande climatique. L’évaporation est égale à l’évaporation potentielle, qui est définie comme la quantité de l’eau qui pourrait être évaporée dans des conditions où l’eau n’est pas un facteur limitant du processus évaporatif.
La deuxième phase est la phase où apparaît une diminution significative de l’évaporation réelle par rapport à l’évaporation potentielle. Cette diminution s’explique par une diminution de la teneur en eau à la surface du sol. Cette diminution est engendrée par l’insuffisance du flux de réalimentation de la surface du sol à partir des horizons profonds, flux qui n’arrive pas à compenser les pertes en eau liées à l’évaporation.
La troisième phase est la phase avec une évaporation faible quand le sol devient très sec en surface. Les transferts d’eau dans le sol durant cette troisième phase se font principalement en phase vapeur car la conductivité hydraulique devient très faible.

Quelques notions sur la mesure de la teneur en eau du sol

On peut chercher à estimer la teneur en eau d’un sol à partir d’une mesure en lien avec la quantité d’eau dans le sol ou avec l’état énergétique de l’eau dans le sol, c’est à dire avec le potentiel de l’eau dans le sol.

Méthode gravimétrique

La mesure de référence de la teneur en eau d’un sol est la méthode gravimétrique, qui correspond à une pesée d’un échantillon de sol avant et après séchage à l’étuve à une température de 105°. Cette méthode est une mesure directe de la teneur en eau, toutes les autres méthodes sont des méthodes indirectes.

Méthode nucléaire

C’est la sonde à neutrons. Le principe de fonctionnement est basé sur la mesure de la quantité de neutrons lents réfléchis dans un volume de sol entourant une source radioactive.
Ces neutrons lents réfléchis proviennent de l’interaction des neutrons rapides avec les atomes d’hydrogène qui sont inclus dans les molécules d’eau du sol. La relation quantité de neutrons détectés/teneur en eau du sol nécessite d’être étalonnée dans chaque situation expérimentale. Le volume de sol prospecté par le rayonnement (sphère d’influence) est de l’ordre de 20 cm, ce qui rend cette méthode inadéquate pour les mesures proches de la surface du sol.

Télédétection

Il est possible d’accéder à la permittivité diélectrique des premiers centimètres de sol par télédétection micro-onde (radar, radiométrie). La principale difficulté de ces techniques résident dans les ambiguïtés induites par les effets de la végétation et de la rugosité qui rendent l’inversion de signal difficile ((Chanzy 1993); (Ulaby et al. 1986) Par contre la télédétection est une méthode permettant de mesurer la teneur en eau des tous premiers centimètres du sol.

Tensiomètrie

C’est l’instrument de mesure de l’état hydrique d’un sol qui est le plus répandu, en particulier au champ. Il permet de mesurer le potentiel de l’eau du sol. Il s’agit d’une coupelle en céramique poreuse fixée à l’extrémité intérieure d’un tube rempli d’eau et au sommet duquel se trouve un manomètre (ou un capteur de pression) . Initialement à un potentiel proche de zéro, l’eau de la coupelle se met en équilibre avec l’eau du sol, qui est à un certain potentiel, en passant progressivement de la coupelle vers le sol. La chute de pression dans le tube, induite par le mouvement de l’eau, est mesurée par un manomètre. Un tensiomètre ne peut fonctionner que dans une gamme faible de potentiel (0-100 kPa). Pour des potentiels supérieures il y a cavitation, une phase gazeuse apparaît et rompt la continuité hydraulique entre le sol et le manomètre.

Modélisation de la teneur en eau du sol

Un certain nombre de modèles mathématiques ont été proposés dans la littérature pour décrire les transferts d’eau dans le sol et les échanges d’eau entre le sol et l’atmosphère. La plupart de ces modèles sont mono-dimensionnels. Il existe quatre principaux types de modèle de transfert d’eau dans le sol :
modèle bicouches ;modèle simple à réservoir; modèle basé sur l’équation de Richards; modèle de transferts couplés d’eau et de chaleur.

Modèle bicouches (modèle « force-restore »)

Dans un modèle bicouches, le sol est représenté par deux horizons. La description des échanges entre les deux couches varie selon les modèles. Un des plus employés s’appuie sur le principe d’une homogénéisation des couches selon le ‘principe de la force restore’. Dans ce modèle, les couches sont d’épaisseur d1 et d2. L’horizon 1 correspond au premier centimètre de sol (d1) et il est utilisé pour le calcul de l’évaporation du sol. L’horizon 2, qui inclut l’horizon 1, correspond à l’épaisseur totale du sol (d2). Ce principe est appliqué dans le modèle ISBA (Interactions between Soil Biosphere Atmosphere) qui été développé par (Noilhan et Planton 1989). Le flux de surface est calculé par le bilan d’énergie et ainsi il est nécessaire de calculer les flux de chaleur dans le sol. Au final, les variables nécessaires pour calculer le bilan hydrique sont :
les teneurs en eau volumique de l’horizon de surface ws (I-7) et de l’horizon profond w2 (I-8). la température de surface Ts (I-5) et sa moyenne journalière T2 (I-6),

Modèle simple à réservoir

Les transferts d’eau sont basés sur le principe du réservoir : l’infiltration de l’eau dans le sol s’effectue par un débordement d’une couche à l’autre, l’évaporation se fait par un prélèvement au sein de chaque couche. Ce principe est exploité avec des niveaux de complexité variables allant du simple réservoir (Boulet 1999) à des modèles beaucoup plus compliqués comme le module du bilan hydrique du modèle STICS (Brisson et al. 1998).
Dans le modèle STICS, le sol peut être décrit par cinq horizons. Chaque horizon comporte quatre compartiments : la microporosité, la macroporosité, les fissures (cas des sols argileux gonflants) et les cailloux. Chaque horizon est principalement décrit par une masse volumique, une teneur en eau minimale (ou résiduelle), une teneur en eau au point de flétrissement, une teneur en eau à la capacité au champ et une teneur en eau initiale. Le transfert de l’eau dans la microporosité du sol est calculé par couche élémentaire de 1 cm.
Les apports d’eau remplissent les couches en cascade sachant que la limite supérieure de chaque réservoir élémentaire correspond à la teneur en eau à la capacité au champ. Au niveau d’une discontinuité pédologique entre deux horizons la quantité d’eau infiltrée est limitée par le paramètre d’infiltration qui alimente ainsi la macroporosité de l’horizon.

Table des matières

I. Variation de la teneur en eau des sols : représentation, modélisation
I.1 Composition du sol
I.2 Les variations de la teneur en eau du sol
I.3 Quelques notions sur la mesure de la teneur en eau du sol
I.3.1 Méthode gravimétrique
I.3.2 Méthode nucléaire
I.3.3 Méthode diélectrique
I.3.4 Télédétection
I.3.5 Tensiomètrie
I.3.6 Psychrométrie
I.4 Modélisation de la teneur en eau du sol
I.4.1 Modèle bicouches (modèle « force-restore »)
I.4.2 Modèle simple à réservoir
I.4.3 Modèle basé sur l’équation de Richards
I.4.4 Modèle de transferts couplés d’eau et de chaleur
I.5 Choix du modèle TEC
I.6 Conclusion
II. Mise en œuvre du modèle TEC
II.1 Les propriétés hydrodynamiques du sol
II.1.1 La courbe de rétention et la conductivité hydraulique
II.1.1.1 Mesure de la courbe de rétention
II.1.1.1.1 La table de succion
II.1.1.1.2 Chambre de pression
II.1.1.1.3 Equilibre en phase gazeuse
II.1.1.2 Méthode de mesure de la conductivité hydraulique
II.1.1.2.1 Infiltromètre et mesure de la conductivité hydraulique à saturation (Ks)
II.1.1.2.2 Méthode du bilan hydrique
II.1.1.2.3 Méthode de Wind
II.1.1.2.4 La méthode de Multi-Step outflow
II.1.1.2.5 Méthode de Beerkan
II.1.1.2.6 Méthode de l’infiltromètre à disque
II.1.1.2.7 Méthode inverse
II.1.2 Le coefficient de diffusion gazeuse
II.2 Les propriétés thermiques du sol
II.3 Les conditions initiales
II.4 Les conditions a la limite inférieure
II.5 Les propriétés de surface du sol
II.5.1 Albédo
II.5.2 La Rugosité
II.5.3 Emissivité
II.6 Analyse de sensibilité et choix retenu pour la mis en œuvre de TEC
II.6.1 Méthodes
II.6.2 Résultats
II.6.3 Choix des paramètres
II.6.3.1 Les fonctions de pédotransferts comme alternatives aux méthodes de mesures des propriétés hydrodynamiques du sol
II.6.3.1.1 Les différents types de fonction de pédotransferts (FPTs)
II.6.3.1.2 Evaluation des fonctions de pedotransfert
II.6.3.1.3 Choix des fonctions de pedotransfert
II.6.3.2 Les fonctions de pédotransferts comme alternatives pour produire le coefficient de diffusion gazeuse
II.6.3.3 Les fonctions de pédotransferts comme alternatives pour produire les propriétés thermiques du sol
II.6.3.4 Les conditions initiales
II.6.3.5 Les conditions a la limite inférieure
II.6.3.6 Les propriétés de surface
II.7 Conclusion
III. L’expérimentation de Mons
III.1 Le site expérimental
III.2 Les traitements mis en place
III.3 Les mesures réalisées
III.3.1 Le suivi du régime hydrique
III.3.2 Le suivi du régime thermique
III.3.3 La masse volumique
III.3.4 Analyse de la granulométrie
III.3.5 Les propriétés hydrodynamique du sol
III.3.5.1 La méthode de Wind et la chambre de pression
III.3.5.2 La méthode de Beerkan
III.3.5.3 La méthode inverse du modèle
III.4 Les mesures climatiques
III.5 Conclusion
IV. Représentation de la dynamique de la teneur en eau dans les couches de surface d’un sol cultivé : expérimentation de Mons
IV.1 Representing moisture dynamic in tilled soil layers as a function of soil characterization efforts
IV.1.1 Introduction
IV.1.2 Material and Methods
IV.1.3 The Experiment
IV.1.4 The Model
IV.1.5 Scenarios
IV.1.5.1 Soil hydraulic functions
IV.1.5.2 Initialization
IV.1.5.3 Bottom Boundary conditions
IV.1.6 Results
IV.1.6.1 Impact of tillage on soil hydraulic properties and moisture variations
IV.1.6.2 Impact of soil hydraulic function estimation
IV.1.6.3 Impact of soil moisture initialisation
IV.1.6.4 Impact of the bottom boundary condition
IV.1.7 Conclusions
V. Simulation de la teneur en eau de la surface du sol en utilisant un modèle mécaniste mis en œuvre avec des informations limitées de sol
V.1 Top soil moisture simulation using a mechanistic model implemented with limited soil characterization
V.1.1 Introduction
V.1.2 Material and method
V.1.2.1 The soil water transfer model
V.1.2.2 The Reference data set
V.1.2.3 Options for TEC model implementation with limited observations
V.1.2.3.1 Hydraulic functions
V.1.2.3.2 Initialization
V.1.2.3.3 Bottom boundary condition
V.1.2.4 Validation set of data
V.1.3 Results
V.1.3.1 Impact of using PTF functions
V.1.3.2 Impact of the initialisation
V.1.3.3 Impact of bottom boundary conditions
V.1.4 Proposed methodology and evaluation against the validation set of data
V.1.5 Conclusions

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