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L'EAU ET LE SOL

1. L'EAU DANS LE SOL

Sous nos climats, l'apport d'eau au sol se fait sous forme de pluie, neige, rosée et brouillard.Toute l'eau des précipitations n'atteint pas le sol: une part est évaporée directement pendant et après la pluie; les gouttes peuvent être interceptées en partie partre interceptées en partie par le feuillage. L'eau qui atteint le sol ruisselle, s'infiltre et réhumecte le sol. Les racines absorbent cette eau que la tige et les feuilles évaporent par transpiration. Une fraction réduite finalement gagne la profondeur et atteint la nappe. Un profil habituel de la quantité d'eau contenu dans une coupe du sol et du sous-sofil habituel de la quantité d'eau contenu dans une coupe du sol et du sous-sol montre une augmentation de la teneur en eau avec la profondeur.

Figure 1: teneur en eau dans le sol et le sous-sol.
 

La teneur en eau est fonction de la porosité et de la perméabilité du sol. Le volume maximal d'eau qu'un sol peut retenir est la "capacité au champ" ou capacité de rétention du sol qui dépend essentiellement de la granulométrie du sol. Près de la surface, le sol n'est pas saturé, les espaces vides contiennent de l'eau et de l'air; l'eau est soumise aux forces de gravité et de capillarité. A partir d'une certain profondeur, la teneur en eau n'augmente plus: le sol est saturé, tous les pores du sol sont remplis d'eau: cette zone saturée forme une nappe; les forces de gravité sont prédominantes. L'eau du sol ne représente que 0,064% de l'eau douce totale; son rôle est cependant essentiel puisque c'est l'eau qu'utilisent les racines des plantes.
 
 

Figure 2: porosité du sol (d'après GAUCHER).
Légende:

    (1) grosse crevasse déterminant la surstructure. (2)  crevasse de 2ème ordre délimitant les agrégats
    (3) fissures fines déterminant la sous-structure  (4) canalicules de faible diamètre
    (5) grosse lacune traversant les agrégats            (6) lacune tubulaire creusée par un lombric
    (7) lacune aveugle.

La perméabilité k d'un sol est définie par la vitesse d'infiltration de l'eau; k est mesuré par la loi de Darcy: 
 
 
 
 
 

Pour des sols saturés en eau (fortes pluies):

sols sableux: k est compris entre 5 et 10 cm/heure

sols limoneux: k varie de 2 à 50 cm/heure dans un horizon A selon le type d'humus. Il est de l'ordre de 1 mm/heure dans les horizons B enrichis en argiles.

Pour les sols non saturés (pluies faibles, air présents dans les pores du sol), k est beaucoup plus faible (0,1 mm/heure pour un limon).

Une couche est réputée imperméable pour des valeurs de k de l'ordre de 10 ^-9 m/s. L'eau qui tombe à la surface du sol commence à humidifier la partie supérieure du sol (quelques centimètres). Le profil hydrique change. Cette augmentation de la teneur en eau en surface ne détermine pas automatiquement un transfert en profondeur: l'eau peut rester retenue dans le sol par les forces de capillarité. Lorsque la capacité de rétention du sol en eau est dépassée, l'eau descend sous l'effet de la gravité et humidifie les couches inférieures. Si l'humidification du sol continue, l'eau finalement atteint la nappe par infiltration: ce phénomène est trés lent et peut demander plusieurs mois. En zone tempérée, la quantité d'eau infiltrée jusqu'à la nappe est estimée à 300 mm/an, soit 10 l/s par km².

Si la pluie est forte, le sol ne peut pas absorber toute l'eau tombée, la partie supérieure du sol devient saturée mais le transfert vers la profondeur n'est pas assez rapide. Une pellicule d'eau s'accumule en surface et s'écoule selon la pente: c'est le ruissellement. L'eau qui s'écoule arrache des particules puis se rassemble en chenaux de plus en plus important (cours d'eau). Lorsque la surface du sol est imperméable (roche imperméable, route ou zone urbaine bitumée), le ruissellement apparaît sitôt que les dépressions du sol ont été remplies. La végétation favorise l'infiltration et s'oppose ainsi au ruissellement.

2. EVAPO-TRANSPIRATION ET TENSION DE SUCCION

Une partie de l'eau qui pénètre dans le sol est évaporée de nouveau dans l'atmosphère soit directement soit par l'intermédiaire des plantes: l'ensemble de ces pertes en eau constitue l'évapo-transpiration. L'évaporation se fait surtout à la surface du sol. Même pendant la pluie, une partie de l'eau est immédiatement ré-évaporée car l'atmosphère n'est pas saturé en eau. Le départ de l'eau superficielle fait remonter l'eau des zones plus profondes. La quantité évaporée diminue avec la quantité retenue dans le sol car les forces de capillarité s'oppose à son départ et l'énergie nécessaire pour extraire l'eau est d'autant plus grande que le sol s'appauvrit en eau. Les forces de capillarité entre les grains et la tension superficielle du film d'eau autour des gains déterminent un potentiel de matrice qui tend à retenir l'eau et qui peut être mesurée à l'aide d'un tensiomètre. La succion du sol dépend de sa texture et de la taille des pores, de la quantité d'eau contenue par rapport à sa capacité de champ (quantité maximale absorbée). Les conditions climatiques sont également déterminantes.

Figure 3: Tension de succion d'un sol (saturé, humide ou sec), d'après Brooks et al.
 
 
 
 

TABLEAU  6-A : Relation entre la taille des pores et la tension de succion nécessaire pour les vider de leur eau (d'après ROWELL, 1994)

Figure 4a: Eau contenue dans le sol selon sa texture (d'après Duchaufour).
 

La tension de succion du sol peut être exprimée en unités de pression ou en hauteur d'eau. Les pédologues emploient volontiers une unité particulière, le pF, qui est le logarithme de la pression négative P exprimée en cm d'eau (cf figure 3):
 
 

1 pression de 1 atmosphère (1013 hPa) correspond à un pF de 3.

La tension de succion du sol correspond à un potentiel matriciel provoqué par les phénomènes de capillarité et d'absorption-adsorption de l'eau sur les particules du sol.  Rappelons que la hauteur d'ascension capillaire de l'eau dans un tube fin suit la loi de Jurin :
 
 

h : hauteur de l'eau dans le tube
g : tension superficielle du liquide
r : rayon du tube
d: densité du liquide
g : accélération de la pesanteur

La montée de l'eau est de 150 mm pour un tube de 0,1 mm.

Le potentiel matriciel du sol augmente quand la teneur en eau diminue. Il est de l'ordre de 330 hPa, soit pF=2,5, pour la capacité au champ d'un sol limoneux.

La transpiration des plantes extrait l'eau de la zone non saturée du sol, parfois même de la zone saturée. Cette extraction est possible jusqu'à une certaine valeur limite de la teneur en eau du sol; les racines doivent vaincre le potentiel de matrice qui retient l'eau et qui augmente avec le départ de l'eau; au delà d'une certaine valeur, la plante ne peut plus vaincre la tension et satisfaire son besoin, elle flétrit. Le point de flétrissement d'une plante varie d'une espèce à l'autre. Le volume d'eau disponible pour les plantes, appelé "réserve utile" comprend la "réserve facilement utilisable" et la «réserve de survie»; elle dépend de 2 paramètres: la profondeur du sol colonisée par le système racinaire (1 m environ pour une culture annuelle de blé ou de maïs) et la texture du sol. Pour une profondeur d'1 m, on obtient des valeurs de réserve utile allant de 70 mm d'eau pour un sol sableux grossier à 200 mm d'eau pour un sol limono-argileux. L'eau est extraite par les racines des plantes, elle circule dans la tige et les feuilles puis elle est vaporisée à travers les stomates dans l'atmosphère. Le soleil fournit l'énergie nécessaire à la vaporisation de l'eau. La transpiration d'un végétal est réglée par l'ouverture des stute;glée par l'ouverture des stomates, elle-même dépendant de la nature, de l'état hydrique du végétal et des conditions climatiques (rayonnement solaire, température de l'air, déficit de saturation de l'air).
 
 

Figure 4b: Transpiration du maïs en fonction de la teneur en eau du sol et de l'humidité de l'air (d'après ROWELL, 1994).
 
 

Figure 5: L'état de l'eau dans le sol:

saturation: l'eau s'écoule capacité de champ: le maximum d'eau est retenu sur le terrain

point de flétrissement: les racines ne peuvent plus vaincre les forces de rétention de l'eau.
 
 

Figure 6:  Tension de succion selon la texture du sol, d'après Duchaufour.

L'évapo-transpiration réduit la quantité d'eau s'infiltrant vers la nappe. En été, elle reprend la totalité de l'eau qui a pénétré dans le sol; la nappe ne peut être alimentée que pendant les mois d'hiver. La teneur en eau du sol peut descendre au dessous de la capacité au champ et même atteindre le point de flétrissement près de la surface: un courant d'eau capillaire s'établit depuis la profondeur. La perte en eau d'un sol est plus faible depuis la profondeur. La perte en eau d'un sol est plus faible lorsque celui-ci est nu, car il se forme une croûte superficielle qui limite l'évaporation: on comprend l'utilité de désherber les cultures. Les remontées capillaires sont importantes lorsqu'il existe une nappe : l'eau peut remonter jusqu'à 1 m au dessus du niveau de la nappe dans un sol limoneux et être utilisée par les racines. On a décrit des remontées de 40 m depuis la nappe de la craie jusqu'aux rendzines (sols calcaires) sus-jacents. En année sèche, les remontées capillaires peuvent être importantes et atteindre 100 mm, soit l'équivalent de la réserve hydrique du sol.

L'évapo-transpiration réduit la quantité d'eau s'infiltrant vers la nappe. En été, elle reprend la totalité de l'eau qui a pénétré dans le sol; la nappe ne peut être alimentée que pendant les mois d'hiver.

3. BILAN HYDRIQUE DU SOL

Le suivi du bilan hydrique des sols est une opération complexe car il n'existe pas actuellement d'appareil simple pour mesurer en routine le volume d'eau du sol. Il y a bien la sonde à neutrons, appareil précis mais d'une manipulation délicate. Son principe repose sur l'émission de neutrons par une source radiol'émission de neutrons par une source radio-active et la réception des particules par les molécules d'eau. La quantité d'eau contenue est fonction du rapport neutrons reçus sur neutrons émis. En étude de routine, on préfère calculer la réserve d'eau du sol à partir des données élémentaires fournies par les stations météorologiques: pluviométrie, température et humidité de l'atmosphère, vitesse du vent, insolation. Le régime des précipitations au cours de l'année est exprimé conjointement avec la température moyenne mensuelle sous forme de diagrammes ombrothermiques. Par convention, l'échelle des température en ° C est doublée par rapport à celle des précipitations exprimée en mm.

TABLEAU 6-B: Bilan hydrique du sol en France.
 
 

Figure 7: Evapo-Transpiration Réelle mesurée sur des parcelles aux Pays-Bas (d'après Lambert, 1996).
 
 

Figure 8a: principe d'un lysimètre (ou case lysimétrique).
 
 

Figure 8b: Valeurs moyennes mensuelles de l'ETR mesurée sur une parcelle engazonnée du Sud-Ouest de la France (d'après Lambert, 1996).
 

L'ETR peut être mesurée expérimentalement à l'aide de cases lysimétriques. Une case lysimétrique est un bac exposé en plein air qui  contient un sol couvert d'un certain type de végétation, ou laissé à nu, dont on évalue la quantité d'eau infiltrée et drainée par rapport à celle apportée par les précipitations. Certains lysimètres peuvent être pesés régulièrement pour connaître le volume d'eau contenu dans le sol.

On calcule plutôt  l'évapo-transpiration à l'aide de formules empiriques comme celle de Thornthwaite, de Penman ou de Turc. On distingue l'évapotranspiration potentielle (ETP) qui est le pouvoir évaporant de l'atmosphère sur un sol avec couvert végétal disposant de l'eau en abondance. L'évapotranspiration réelle (ETR) correspond à la perte en eau d'un sol quand l'eau vient à manquer: l'ETR est fonction de l'ETP et de la quantité d'eau présente dans le sol.

Figure 9: Evaporation et évapotranspiration potentielle et réelle.