. On prisente deux ?nithodoJogi« ...
.
On prisente deux ?nithodoJogi«
dcsttn&es P déterminer :es C(Irad/Cjdiques’~yd~ynamiques
d’un d non m1-4 par mesure dinde in rifu. La premiin mithodi dite du e drainage interne 2.
mvlent d suIvre ie rcuuyage d’un sol aprir infiltration d’une lame d’eau, SCIES ivapomtton. La drux-
lime m&hode~~ite du a bilan n. est basée sur le suivi de I’ivolution du rrod< d’eau dans te soi’ en
plrtoda d’ivap&ation naturelle aprls humidiicatton par d« pluies, Les deux’ni&?tto&i Apoaent sur
I’utilisaiotion simultan4e d’une sonde neutron at.d’une zirie de teniiom#ns, et sur I’anoiywdis mosurw.
Elles ont éti; appliquées sur deux types de sol caractiristiquer
du Sénigal : un r01 mbleux dunatre.
et un sol de dip& ‘&iien:Danrla dtritlirb partie de l’artMe. onitisfste sur I’intii& &Vefi’pariir’connais-
sanca de ces grandeurs en prtintant une m4thode de cahzul de la reobargc der+ener’ profondes
durant une pifiode de 18 mois. Cette recharge peut nptiwnter jusqu’h 30 p. 1tJO de ta pluie (sur
deux hivernagri) au-del& de la cote 150 cm, sur une parcelle de iol nu sans végitation.
1
L’évolution des connaisscnces
acquises durant les deux derniércs décennies sur !cs
.
fransfk-ts d’eau dans la zone de sol non scturée qut s’itcnd depuis la surface du sol
jusqu’à la nappe phréatique a permis de mettre au point des mbthodes demesure afin
de quantifier ces transferts, et de caractériser les propriCtCs physiques du sol influant
I
sur la dynamique de l’eau. On a pu également, depuis quelques années, grace CU
.
grand ddveloppcment qu’ont connu les methodcs de calcul numkriquc, dbfinlr des
codes qui devraient permettre d’estimer rapidement (sans expérimentation (C lourde »),
à tout moment et pour un type de sol caractérisC$ar ses propriktbs hydradynamiques.
les pertes d’eau probables par Cvaporation et par percolation, et l’évolution des
réserves hydriques disponibles, pour des conditions cilmatiques
donn4es. A partir de
ces codes on peut espérer reconstituer l’évolution du bilan hydrique au cours des
,
1
,.g<.
“Y<. ; f. W3tAUD, C. DArCETTE, $.. .SOt$tCO, ‘1. L. THONY
+n~Le#~~as+& &,:pqrtir des donnias climatiques acquises (pluviomCtrie notamment)
< I
, +t ~~~pri;r~~~~lt~~aje~l,ons 0 diffCrcnt~ ,swtls de probabilit4 pour les’ ann&es h venir
(op)log$rpr&tdre.,en vue d’unc.politlque:rationn,eIle
dé l’eau).
”
,,Qypr@ I’qcujtf des problknes pc#s par la gestion des rCserves en eau ~ockies
.,d& ge&-.qoqa, de :SI en vue-de~leur utilJsa?ion optimale gar Ier cultvr~s, l’Institut
S$&&~ $r’&htrcher Agrtcoler a mis l’accent; :ces dcrnikes ann4er; sur un pro-
gramme Intensif d’ktude de caractCriration des sols du point de vue hydrique et hydro-
dynamique. Ce programmé a CfC il&orC en collaboration Ctroite avec. entre autres,
Çreno&&&oratqire As~~.,ay.CNfU) et.avec l’aide de
ur ~@~rfl&,@#?!quc ,Q&~no)..qul e? notamment Mer-
&up dc m~té~~~*~
fgawpyyt,t ~iatr;~q.vtim~ &ppui. 11 se
,la connat~s4D~.~~~lfartcvn 4$irnotiguu& la ~aractiriratlon
fl!rg *f $4 lg:#&x#wfign d~s:icxrg~~c~,~~ydrlquss
des prin-
.
“’ :
.-,
,..
r ZOrW AoWQ&W d’une part k-nWi&lel vCgCtal le mieux
ics? ItYtill~~~ ‘d’hmrviftitjiiij 4mj&~~.
._-
.-
ntc@&de travail et d’entretien du sol les plus appropriées
h une gestion efficace des rlservei ‘hydrtques :
e de contrbler l’efficacité des techniques culturales proposées en rbgime pluvial.
Les rksultats que nous prbsentons dans cet article s’inslrent ?? ntikment dans le
cadre de ce projet. Nous nous attacherons essentiellement h définir la méthodologie
qui a été utilisCe pour caractériser le role du sol dan’s les transferts, en insistant ensuite
sur les possibilités ainsi offertes pour mieux definir les diverses composanlcs
du bilan.
I . - Variables de base et Cquation des transferts en milieu non saturé
Si dans un premier temps, et dans un but de simplification, on ne considère que le
transfert d’eau dans un milieu inerte et rigide, en condition isotherme, les deux gran-
deurs essentielles intervenant dans Ie mkanisme de l’écoulement sont :
- la teneur en cou volumiquc 6, définie comme le volume d’eau prtrent dans un
volume unitaire de sol ;
- la pression effective de l’eau h, définie comme la différence intre la pression
de l’eau dans le sol et la pression atmosphérique, et exprimée en terme de hauteur
d ’ e a u .
La mesure des variations de teneur en eau permef de d&erminer la grandeur des
volumes écouks alors que la mesure des pressions donne une information fonda-
mentale sur la direction des écoulements.
La pression effective de l’eau dans un Clément de volume non saturb caractérise
en effet l’influence simultanée des effets capillaires et des phanomènes
de liaison entre
l’eau et la phase solide. Elle dépend essentiellement de la teneur en eau 8 : c’est la
grandeur commun4ment
app&e « succion ». Puisque l’eau du sol est sous tension,
h est une grandeur ndgative. La courbe h(9) définit essenttellement
I’hnergie qu’il faut
développer pour amener un volume de sol à une certaine humiditk On sait que pour
un sol donné, cette relation n’est pas univoque, mais dépend, comme nous le verrons
q PS - K(9)= AS
00 :
K(8) est ia conductivit4 hydraulique qui d4pend tris fortement de la feneor en eau
du sol ;
AH est le gradient de charge entre deux sections distantes de AZ ;
-J
q est la vitesse de Darcy, ou flux volumique.
II faut enfin considCrcr l’équation de conservation de masse. Pour un volume de sol
d’kpaisseur
AZ, de section unit& on-kit que durant un instant Af la différence entre la
masse d’eau entrant par une face et la masse d’eau sortant par une autre face ne peut
être due qu’a la variation de masse d’eau comprise dans ce volume s’il n’y a ni source,
ni puits.
Dans le cas d’un Ccoule’ment vers le bas, cette formulation donne :
+*(ql - q&U = ~“494.2~1
o ù
,
q, : flux entrant par la face supCrieure,
q2 : flux sortant par la face infCrieure,
ir : masse volumique de l’eau
.
OU
La grandeur (M*lz) est gén4ralement definie comme la variation de stock AS
dans la tranche de sol d’Cpaisteur %
Cette dernière formule montre clairement qu’il n’est pas possible d’obtenir le flux
à travers une des faces, ou le volume d’eau écoulC q-Lt par surface unitaire de sol, o
partir de la simple mesure de variation de stock dans l’élément de volume pris en
4
C. VACH+D, C. DANCETTE, 5. SONKO, 1. L THONY ’
compte. Il faut de plus ddPt/rminkr fc flux entrant, ou sortant du volume considéré par
i’uutre face, soit en applir rr~nifk~ormklt (2) si l’on connaît dans cette section la conduc-
WifC hydraulique et te grrbditnr, soit en fixant la cote de cette face h une profondeur
où lion connaît le flux.
i
kes deux relations ir 3 fprtantes qui nous permettent de caractériser la dynamique
de l’eau.dans un sol sont icpnc :
2 d’une part la rel+Ilton R(e) qui permet de dHinir’l’&ergie interne de pression
dans un volume de SOI r :
‘-
:: +, i,,~$~utye pad, la rl~lrptl9~~~~),$1u!-~~~~~,d.e connaitre avec quelle faciiitk l’eau
.$&$&~ ,$ .la ,suite d’~sr~,~~.~a~lon..d~~umr~~t~, (Provenant d’un apport d’eau, ou
d’ufl,Jixayopir& d’eau) s@r&,$,eux ,+mclwr de sol.
.$b;nwtCrfcl et la mltihpd3forjlt dkrits pet’ fa suite permettent d’obtenir directe-
mcnf@$$ws deux nlc 1tpn~S!%tte miCthadofogie se basant sur fes dbvelopptments
qui.~vit~n&t&22fre faits, ,II ,$rt tititic I%V&~ t~r.fa~vaJfdiH des hypothèses simplifica-
! 414 adoptdak pu d&but de ce chapfke. L’hypothèse la pfus~~ntraignante
k&ffMf ay m llt~~u~~~~~l~~~ $feWdies par S~$ES (197?) au CSIRO
en AustrSe. tyrr Ics~rgiiiJ~~0Hff&&~ montrent cfairement que les équa-
ne s’appliqt tl,M pas pour ces matCriayx, et que la notion de teneur en eau
n’a pas de sens dans ce ccfkJ Pour cette raison, nous travaillepons avec des MIS tfc !ypes
sableux, qui sent très. f<.reement représentatifs au SénCgaf. Les rCsuIf& obtenus
récemment sur les probknps de fhermomigration montrent que l’hypothèse de milieu
isotherme est beaucoup rwins contraignante puisque les transferts d’eau induits par
des gradients thermiques I$e qui n’est pas pris en compte dans l’analyse précéaente)
sont au moins d’un ordrt 4~ grandeur plus faible que les transferts sous l’effet de gra-
dient de charge hydrauiiclluk, et sont de toute fason du même ordre de grandeur que
tes erreurs exp4rimentaler.i II en est de même pour. les transferts sous gradients osmo-
tiques. Une condition dr jclonnianne reste finalement f’hypoth&e que l’air contenu
dans les pores est à ‘la piession atmosphCrique (Moiel-Seytoux. 1973 ; Vachaud,
Gaudet et Kuraz. 1974).
Si suffisamment de pf &Fautions sont prises pour que cette dernière hypothèse soit
justifide, en éviiant notan n/ent une submersion trop importante, on pewt en générai
estimer que les équations IT/!) et (3) sont représentatives de la physique des transferts,
h condition bien sûr que I’jécoulement siit vertical. L’application de ces équctions à
I’ccalyse d’essais d’infilfrr.l’ibn réalisés sur anneaux (essai de Müntz) est ainsi toujours
prob&matiq&. même si I’eqnneau de garde est important.
Deux livres assez rCc !rits donnent une bonne synthèse des connaissances actuelles
sur les Ccoulements en mr itru non saturé : celui édité par D. R. Nieisen (1972) et celui
de 0. Hillel (1973).
2. - l:}aractérisation des sites d’essais
Afin d’obtenir des rC:l,rltats pouvant avoir une application importante, des essais
ont C1é effectués sur deux types de sols représentatifs de deux grandes zones fcisant
actuellement l’objet d’ess*)r!; de valorisation agricole au Sénégal :
- le sol Dior, qui esl pn sol très répandu dans les zones centre et centre Nord
du SénCgal, et qui fait esati~ittiellement l’objet de la culture piuviale du mil et surtout
de l’arachide ;
CARA~ÉRlSATlON ,,H~~ROOYNAhtQUE D’UN SOI. IN SITU
5 .
“.
x
<
.,* ._ ‘;
- le sol Dieri, qui est un so!d~~~aire~ r,qrCscntatif du massif issu de l’erg Ogolien
ccintu.rant le lit majeur du ffeu& %&$II &ris%i pkties uval et deltaiqur. Tradition-
nellement, et dans la limite d’uni pl&io%tri&“~~~cnt trop faible, ce sol est cultive
en mil ou en niCbC, ou est laits& Crj frlch~:“-,irnYtsldge’~); pratiquer aussi l’irrigation
car il ne priser& ni I’hydromorphie ni l’hlf&~r~hic’des
sols alluviaux du delta ou de
.’
,,
la basse vallée du Sénégal.
.
\\
a) fisais sur~sol Dlàr
,.
Les so~LQIor sont #es sols ferwgiMug&&picQyX.&.&n IP classification ffa~çoiss
des sols, formbr:h partir d,e .nW&tbux dQb~.~,~~rdfernnlr+r:d’arigine complexe *(ff LIT
~
viale, marine et MienTe) (Pie&. 19?&~~ t~p&@&w..est gCnCraletient. grinde
pouvant ddpatser 4 à 5 m ; ces sols sonf itl.ativement homogènes horizontaltmtrit
j *
et verticalement, bien qu’il faille se mbfiBr&s LL)~IW dt &miti&re el d’inclusions pro-
4
venant souvent d’un habitat ancien, 03 les c&actértstlqu~s physico-chimiques sont très
1
diff&cntes. ’ ’ 1 :
,‘(’ C.ii,Z .I.‘ ‘;” “;
?
Ces ‘s+wn?&empts de cu~lfoux &&#g&$&w, lis .contitnnent plus de 90 p. 100
-.- _. _
de sabli3~8GiTK&3~4 dë satilS’~~.-U~~‘~-n~ü~~~rfque
di l’horizon..de iur-
face indique :
?? 0.49 100 de matière organique ;
?? 2 p. 1.00 d’cirgile (csteritiellemtnt
kaolinitt non gonflante} ;
??5.6 p..lOO de limon :
?? 69 p. 100 de sables fins ;
?? 23 p. 100 de sables grossiers.
En profondeur, on peut trouver un peu plus d’argile et de limon.
La densité apparenfe de ces sols est toujours ClevCe (souvent supérieure à 1,6) ;
leur porositC totale faible .(environ 0,4) rend nktssairf: !q travail du sol sur une quin-
zaine de cm, ce qui fait .àlors descendre la densitk apparente dans l’horizon cultivé
h environ 1.45 (soit une porosité de 0,4S) (Charreau et Nicou, 1971).
Du point de vue hydrodynamique enfin, ces sols ont une perméabilif& réputée assez
élevée, qui peut dans certains cas, être réduite par dispersion de la faible quantité
d’argile. Les diverses méthodes de mesure globales classiques (Porchet, Müntz, cases
lysimétriques) ont donné des r%sultats très variables ; entre 50 et 250 mm,‘h pour la
perméabilité à saturation (Charreau, 1963). Les caractéristiques classiques du point de
vue Pgronomique correspondent h utie capacité de rétention (après 2 Ou 3 jours de
,
ressuyage suivant une forte piuie ou un gros arrosage) variant entre 0.09
et Q,14 cm3/cmJ, et une humidifé au pF 4.2 Comprise entre 0,03 et 0,OS cmJlcmJ. On
peut tn6n généralement compter sur une réserve d’eau utilisable de 80 h 90 mm sur le
premier métre (Dancette. 1970).
.
Ces sols ont été intensivement &udiés au Centre de Recherches Agronomiques
de Bambey ; on ne disposait pas jusqu’alors de mesures permettant de caractériser
les variations de conductivité hydraulique avec la teneur en eau du sol. ni la courbe de
succion. Nous avons été amen4 à équiper deux sites de mesures sur le CRA de Bambey,
pour déterminer ces courbes caractCristiques
selon deux m&hodes diff&entes.
Le premier sife (81) a été instalk en 1974. Une fosse pCdologique
creusée jusqu’à
la profondeur de 1 SO m à proximité de la zone d’essai a permis de constater un profil
apparemment très homogène.
,-
.
.
sa!.
du
surfore
10
de
ou-dcrrus
Y
dirlance
la
b
sHuCe
tM&mce
de
nlvetw
m
&
(en cm)
mercure
remontée du
10
esl
c S.
cola
la
b
dons le sol
tlgnanl
d’wu)
(em
h
pranl’an
h a
sot,
la surface du
b
rapparl
la charge (en cm d’eau) par
~SI
l-l
frmferfr.
des
dlrectkn
/a
Js
&em#l#tion
de la
et
Irnrlon~CIre,
d’un
fonclbnnemenf
du
principe
de
SchCw
-
FIG. 1.
h
IL -.
Y
+
-12.N
(h-z)-
Ii-
CARAtiÉRISATION
HYDRODYNAMIQUE iWN SOL IN S/TU
9
ii i:>:J
Deux .systimcs différents de tc~riom4tres orif Xt% WltsCs~:
I
~;ft.)-p
- sur les deux sites dè Ba&i, q&re cnre
fX4AsiGre rCf. 2520, com-
portant chacun 5 anneaux en céramique poreÛs S+J ,
c canne
unique, isoiCs et situ&
.a diff4rentes cotes, et un panneau de mesure avec ‘5 banomCtr6s h mercure. Deux
ensembles permettent de mesurer fa charge h 10,2O,,~Q, 40j?j 50 cm ,beux autres 0 30,
,
60,90,120 et 150 cm ;
4
- sur le site de N’Oiol, deux ensembles Soil M&ure rCf. 2310, h cannes mul-
tiples de ditSrentes longueurs, Connect&es à un p9nnaau de mesure avec 5 mano-
mètres 4 mercure. Les mesures de chargé Ctalcnt dhns:.ce cas stTed&r à 10,20,30,
4Q,50,70,90,110,130 et 150 cm.
3
I.
$ M y&
.
.
l
4. - Détermination de
ôQirY~U&ain> irittrnt
I
!
.
Ccfft mifhode. coqride.& @cfuer: ri~.~~
.31’eau impertan! #qui-
“aJe31.h’.uhc
tamc &G-m.-~& iOb.mm) ;+ à
_... - ___ . .~
*
butian de l’eau dans le
profil imm4diatement après la disparition de la lani
n%&vrant la surface du sol de
façon h Cviter tout transfert à travers cette surface. & i’ppose ainsi que @ridant toute
j
Ia cin&ique de ressuyage l’on ait q = 0 h travers la &te 2 P 0 (Hlllel. 1972).
,
A l’aide des ttnsiomètres et de la sonde neutron On suit I’Cvolutton des profils de
-
charge et des proflIs d’humiditi pendant ce ressuyage. Si l’on considère (fig. 2) deux
profils hydriques mesurés au temps :’ et t depuis la disparition de lame, en application
de l’équation (3) le flux q(z) passant h travers foute seciiofi de cote z peut Jtre obtenu
h partir de la mesure de variation de dock J& dans le volume de sol limité par la
surface du sol et la section de cotez par la formule :
q(z) - qo = - 2 ;
Or dans ce cas, qO, le flux passant h travers la cote z = 0 est nul ; d’autre part %S, est
négatif (perte de stock). donc q(z) est positif et on a donc diredement en valeur absolue :
-
AS% I
??? ? ?? ?? ? ?
?
‘Cette valeur représente ta vitesse de Darcy à travers la coie z P un temps moyen entre
,
les deux mesures (i = y).
Au lieu de coniidérer les différences de stock on peut affiner la méthode de calcul
du flux en calculant h différents instants la valeur du stock d’eau compris entre la sur-
face du soi et le niveau de référence (cette valeur est obtenue par intégrations des
2 ’
profîls hydriques soit S(z. 1) = J 8 )
dz et en trayant la courbe S,(i) donnant. la varia-
tion dans le temps de cette grandeur. A un instant 1, le flux passant h travers la cote z
sera dans ce cas directement donné par la pente de la courbe S,(t) :
q(z) = - 2 .
10
G. VACHAUI:‘, C. DANCmE, S. SONKO, J. L. THONY
<
<- * ,
.
t \\+’
\\ i\\
.
,
t
FIG. L - SchCma de principe de /a
~$Ode du a drainage ir~crne a. 20 : Implantation du système de
mesure. 2b : Détermination dl
wiationr de stock et de gradicnt de charge a un niveau t
2r : Calcul du flux L une cote
I! ?A un instant par la mithodc instantan&.
Cette deuxième méthode, dite
ilthode de calcul instantanée (Watson, 1966) est plus
préciie et ne nécessite pas c
I~rpolation entre les ptofk. C’est celle qut nous
utiliserons.
Si, à l’instant t de référer
on connaît également le profil de charge H(z, t),
la pente de cette courbe à la cc
!#donne directement le gmdient dH/dz.
CARACTERISATION HYDRODYNAMIQUE D’UN SOL IN SrTU
11
On dispose donc ainsi au m8mc instant t, h la C&C z :
?? de la. valeur Mantank de la teneur en eau @‘et de la charae H (donc de la
?? ’ de la valCUr Ir
,e, bt la. ,val.~~~,~~.irfta?tanCe du gradi,en! de .Charge dH/dz.
:
En appkatiqfj de Equation (2) la relafion+ntre les deux dernlires valeurs donne . .
la condudivitb hydraulique :
.> .
lt
91
=-dH/dr’
Cet@ Lvqieur de K ser~offectde b la valeur de Id teneur en eau 8 mesurée a cet instant
part 0 et h on obf&t$n point de la courbe h(8) teprésentu-
-
:
3
-
urc ii dlffir~nisdpstants et h diff&tntcr cotes on peut
pour diffirents.$rizons. Deux exemples d’application
as praflques, il ht Important d’insister sur deux points _.
-
n0kemcni sur I’hypoth&e que les transferts ont lieu dans
i dans u~~essuld’infiltration il est Cvident que par diffu-
sion tatérale une partie de l’eau appliqu&% la surface du sol viendra humidifier la
a
zone extérieure h fa%ne d’essai, même a;«‘un anneau de garde. II faudrait alors en
toute rigueur mesurer les gradientt de charge.également dans la direction horizontale.
’
Afin de minimiser l’influence des transferts latiraux, il y aura donc lieu de considérer
la surface d’essai la plus grande possible et de faire les mesures au centre.
2) ‘Les deux appareils de mesure ont des domaines d’influente très diffknts :
le tensiomitre donne une mesure tr&s locale de la pression de l’eau, alors que la sonde
neutron commencera b rCagir dis que le nombre d’atomes d’hydrogéne varie dans sa
sphère d’intluence. Cela pose un probleme de fond sur la signification des mesures
d’humlditl obtenue en prlsence d’un front d’humcctation se deplagant dans un sol
iniiialement sec, où la sphère d’influcnce a un diametrt initial de l’ordre de 40 cm.
II y aura donc lieu d’gtre très critique dans ce cas.
Pour définir la methodolog;e employée, nous allons analyser dans le détail l'essai
effectue h N’Diol sur sol Dieri ; nous nous bornerons ensuite à présenter les résultats
relatifs h l'essai effedué dans les mêmes conditions sur le site 81 de Bambey sur sol
Dior.
b) Essui sur sol Dierl
Cet essai a eu lieu du 22/04 au 4&76, donc pendant la saison skhe. Une lame de
250 mm d’eau a étC apportet sur la zone d’infiltration delimitée par une surface de
1 x 1 m, bordée sur son pourtour par une diguette avec zone de garde .de 2 x 2 m,
et sur un profil initialement sec. La lame d’eau a complètement disparu h 16 h 45, le sol
étant alors humidifie jusqu’h une profondeur de 120 cm et la teneur en eau à la surface
du sol étant passee de 0,012 à 0,23 cm(cml
12
G . YACHAUC~ C. DANCETTE. S. S O N K O . J . L THONY
La surfa& a alors Ct4 cc,.rtwtc avec un film plastique recouvert de pailloge et l’on
a suivi I’ivoh~tioii des tcncw~!~tcn cou dans le profil en utilisant les méthodes dévelop-
pCes auparavant en lobororwre sur colonne de sol (Vachaud et Thony, 1970). Afin
de suivre la cinittque t&s rapide dans ce soi, on effectue un comptage Q un niveau LE
pendant un temps assez COU~*’ I(i6 s avec Jo sonde SOLO), on dkplace ensuite la sonde
aux cotes z&jki‘~.ÿ+, . . . jus:: 4t’h trouver une section où la teneur en eau n’a pas vari&
et l’on tevlent cf :a cote 4, I I(i.. ; sur ce slte, les mesures ont Cte faites tous les 10 cm
,
jusqu’h 1,60 m._”
0
FIG. 3. - Ev~luiiot~ dans le icmpr dt Ici kntur tn eau d difércntes cotes duront l’essai de drainage infcrne
sur SO/ Ditri. Chaque point rrpr~ykntc un point de mesure. Le temps t PI 0 correspond & la dirpari-
tien de la lame d’eau (16 h 45 II Zjt. 04).-
/
On mesure ainsi à d[fférc’Ita niveaux les valeurs de la teneur en eau à différents
temps. En reportant les point \\;ur un graphe 9,(t) on peut, par lissage, obtenir les
courbes donnant la variation ::II! la teneur en eau à différentes cotes (fig. 3). Il suffit
ensuite de se placer à des temp’ :, choisis depuis la disparition de la lame pour reconsti-
tuer les profils hydriques 9(z, ifig. 4) à partir de ces courbes.
Cette méthode est surtout ritéressante dans I’intervaile de temps ou les variations
de teneur en eau sont rapides wentiellement le premier jour), à condition bien sûr
d’avoir des points de mesure s Ffisamment rapprochés. Cependant, même lorsque les
variations deviennent trés fente ,I le lissage permet d’éliminer les erreurs accidentelles
de mesure, et d’avoir des profi
iréguliers.
Les tensiomètres qui aval r:t été installés et amorcés avant l’essai d’infiltration
n’ont pas eu le temps de se des
morcer et ont réagi très régulièrement à l’arrivée du
:
-’ .
-- --..i . . . . . _ . . .-- .,. . .
.
*
0
_..
I
M
.
100
I
.:.
<.
*__
150
2, cm
FIG. 4. -
. j
Prolih hydd9~eS CWrCSpond~nfS d /U /&r 3. purom&ra : lemps 1. en ft&~ulr la dis
Le profil Inillal est mesur ovonl I’eswi, k profil I
rlfb de k, lame d’mu.
- 0 corrciponddni b la fin r??I’infittrofion.
. . .
14
G. V A C H A U C
C. DANCETTE. S . .SONKO, 1. L THONY
f
1
front. La même technique q ! dans le cas $rCcCd&t a ht& ‘utilis4e pour traiter les
mesures tenslombtriques
e!
jtcnit les profils de charge h .diffCrents temps (fig. 5).
Les profils hydriques rl
art& figure 4 permettent d’apprécier la cinitique. A
partir de la détermination dl
teneurs en eau & diffbrents temps et h différentes cotes
on a calculd par I’lntbgratibr
le ces profils la’#alévT du stock cumuli entre la surface
du $01 it.dfff~rents niveaux a temps consid(& Cette int0gmfi& tif faite facifement
en affectant la teneur en eau
esurbe h une cOte zy b la tranche de sol de 10 cm entou-
ranf cette cote, sauf pour la f
:sure h la profonl$c$r Y1 e 10 cm qui e;st affectbe 0 une
tranche de sol allant de 0
fl5 cm.
. .
,) I h
,”
,)
.
‘,I.: . .
.- ,<
.
.
50
100
r,cm
FIG. 5. - Prof-2
4 :Rargc hydraulique copspndant 4 figure 6.
Paramitrr : ttm,
! en h, depuis la disparition de la lame d’eau.
Si l’on exprime le stock f
Inm d’eau, le stock jusqu’à une cote zi vaudra donc :
5z, = (13 4
“ < -
3 ?Il = . . . + 9k + . . . + 0,s 9j).loo
où 9t est la teneur en eau mc
, rée à kt cote zk.
Cette formule ne s’cppli
e pas dans la première section (z = 10 cm) OU i’on a
simplement S,, = 8,,-100. 0
‘riouvera. à fitre d’exemple, tableau 1, les valeurs des
teneurs en eau et des stocks
rmulés calculés à différents instants.
Tant que le front d’hurr
tption n’a pas atteint la dernière section de mesure
(z = 160 cm), soit pour t <
ih on nofera que le stock d’eau dans le sol est bien
conservé, mais les valeurs ob
l+es sont cependant inférieures de 10 p. 100 à la Icme
.
,.
,,
_’
1
CARACT~IUSATION HYDRODYNAMIQUE D’UN SOL IN S1N
15
Calcul,du stockr cumul&. GsaI de drainage interne sut SO/ &ri
impos&t (223 au lieu de 250 mm). Cette sous-estimation systématique peut être due
h deux effets :
?? d’une ptirt l’écoulement n’est pas strictement vertical, et il existe durant le
ressuyage un transfert lat4ral : à la fin de l’essai une zone de 50 cm d’bpaisseur
environ
autour de la zone d’infiltration est humidifibc en surface ;
?? d’autre part la mesure h la sonde neutron est extrêmement imprécise en pré-
sence d’un front très raide, et l’utilisation de la courbe d’étalonnage, qui repose sur
l’hypothèse que la teneur en eau varie peu dans la sphère d’influence,,conduit à une
erreur sur le calcul des teneurs en eau tant que la section située environ à 15 cm en
dessous de la section de mesure n’est pas humidifiée. On obtient donc une double
erreur : d’une part le temps d’apparition de l’eau mesuré avec la sonde neutron est
surestimé (et l’on notera que les réponses des tensiomètres
au passage du front sont
systimatiquement en retard sur celles de la sonde neutron, ce qui définit bien I’Tmpor-
tance du domaine de mesure) ; d’autre part durant toute l’humidification de fa section
de misure les teneurs en eau sont sous-estimCts du fait de l’existence d’un gradient
important dans la sph&rc d’influencc.
Si l’on ne s’inMresse qu’aux sections de mesure situées dans la zone de sol humi-
difide au moment de la disparition de la lame d’eau (soit pour z < 120 cm) durant le
ressuyagt toutes ces sections vont drainer uniformément. Les courbes donnant la
variation du stock cumulé entre la surface du sol et certaines sections de mesure sont
reportées figure 6. II suffit de prendre la pente de ces courbes h des instants choisis
Annal*r agmnomiqurs.
- 1978
2
. .
ir
1 6
.
c. VACWAU :: ,, C. DANCETTE. S. SONKO, J. î.. THONY
fcmps(heurcs)
FIG. 6. - Vuriufion du stock hydriq ,e, 5, en mm d’eau. entre la surfocs du sol ef un niveau de rtference z,
durant l’essai de drainage intert n ISUI rd @cri. L’origine des temps (t I 0) correspond h la dispari-
tion de la lame d’eau.
pour obtenir la valeur instar Ignée du flux au niveau et au temps choisis. Ces valeurs
sont reportees
dans le tableaI ;2 à titre d’exemple pour la cote z = 30 cm.
A partir des profils de cht ‘*De (fig. 5) on peut également facilement déterminer, par
la pente de ces courbes, le grl jient de charge dH.‘dz aux mêmes cotes et aux mêmes
. .-
cAcrfq~Tliw ~~YDR~DYNAMJQUE D’UN S
O
L
IN SITU
17
>,- <,.
>
;,;ay <
!
1; ~ i I
f7G. 7 . - Relation entre conducrlvitb hydraulique (cn mm/h) ef kmxr en eau (cm+&).
touks sections confondues. obknuc lors de I’wai de drainage inlerne sur soi Dieri.
instants. On notera ainsi que pendant tout le rcssuyage on a bien dH/dz = 0 ?I la cote
z = 0 ; I’hypoth&e de flux nul h la surface du sol est donc bien respectée. En profon-
deur, pour L > 100, les gradients 4voluent graduellement vers une limite dH/dz = -1,
qui correspond 0 un écoulement.gravitaire et qui est obtenue au bout d’environ 50 h.
II suffit ensuite de diviser la valeur du flux par le gradient de charge mesuré CU
même moment dans la même section pour obtenir la conductivité hydraulique; qui est
ensuite affectée ti la valeur de la teneur en eau obtenue à ce moment et-dans cette
30
G . VACHAUI
0.1
RC. 9 . - Profils hydrigues mesur& sur l
e
site 81,
s u r sd D i o r . duront I’esai d e redisfributkn
Merne. Paramhtre temps (en j) depuis la dis.
parition de la lame d’eau.
W. cm
-200
F---
-m
0
FIG. 10. - Prof3 d e :vorge correspondont aux résultats de la figure 9.
*.
.
c
CAWT~l@ATION
HYDRODYNAMIQUE D’UN SOL IN SlfU
A
2Y
.: ~+fjl!,’ y+‘ .i
vaillée dqnc plu,? gra,gd,e,de pororit4, ce qui explique !a forme des profils. On peut
Cgakmcnt
co~~r&{ér.d’~prb les courber figure 10, qo’ll n’y a aucun Ccoulemcht h
travers la cote 1. = 0.
I .
I
\\
I
\\.
I \\\\’
0.1
FIG. 11 . - Retofion entre conductivité hydraulique (mm!i) et &ur M eau ($kmJ) p”r le soi Dior.
Les @eun correspondant h I’cssoi de drainage interne (essoi 01) sont rep&senfées par les figures
ouvertes ; les valeurs correspondant d l’essai en bilan naturel (essoi 82) sont reprisentier par les
figures pleines. Le domaine A caractérise !a relation K(9) paur ce sol, toutes sections confondues.
La courbe 6 correspond d l’influence de la couche d’accumulation sur les mesures effectuées
aux niveaux 90 et 120 cm sur le site a2
\\
4
,
t
I
4
30
G. VACHAUO, C DANCETTE. S .
SONKO, 1. L’ THONY
t
: *“.
ncment correde& ét selon toute probabilifé, la’courbe’(B)‘st tio&c simplement trans-
_ fatce vers la droi$c- par .une surestimation. systCn$iquc <:eqviron .O,OS cmJ/cm3 des
teneurs en iaui- 2-
>
On peut &galcmcnt ‘utiliser les,r&vltats ,de. cet t& pou,r’.d$ttrmincr Iq refa-
tian h(e) dan- dtsrdomaines
de faibles humidi?4s. II suffif CC~: f+f $e .Corr+r, b une
. cote donn6e,4c;muurss b’humidit4 et.de pression faitcsJe~.~.~mqloyr. Les points cor-
respondants sont.Qalemcni reportes figure.12 (essqi.B2) ; on notera que ious despoints
tint relatifs 6 ?une&olution dans 1.e KM, d’un drainagi, :&.$a Cgajemint +Je la
relation h(8) b4Q et ,120 SA différente (cok@v ,B), ,c$
, En cumular$.c~~
ualeurs il apparaît que pendant toute la &Mn s&te allant du
8.10.75 au 4.06,76, I’&àporation totale est de 34s mm, alors que 79 mm d’eau se scsnt
InfiltrCs en pr$$n&iJr pour recharger les r&erves souteiraines, Le chiffre de 35 mm
cd b rapprocher d’une Evaporation Bac Normalisé classe A de 2350 mm pour la même
.
pCriode !
1.
6 . - Discussion et conclusion
\\’
On dispose donc, grdce 6 ces deux méthodes, d’un outil permettant de caracté-
riser tes propriCtés
hydrodynamiques d’un MI à‘ partir de mestires non destroctIblts
in silu. La connaissance de ces relations peut en soi pa’raitie de bien peu d’intérêt.
C’est néanmoins, comme nous allons tenter de le montrer par la suite, le préalable
indispensable b une meilleure gestion des ,ressources hydriques stockCes dans le sol.
II est d’abord Cvident d’après ces résultats, que les deux MIS CtudiCs ont un compor-
tement hydrodynamique très différent : même aux faibles teneurs en eau, le sol Dieri
reste toujours beaucoup plus perméable que le sol Dior. En comparant !es courbes de
conductivité hydraulique reportées figurès 7 et 11, et en utilisant les mêmes unités
(mm,j), on notera que les conductivitbs du sol Dieri et du sol, Dior valent respecti-
,
vement :
1 700 mm!j et 20 mm/]
pour fi =0,2
4 8 mm/j e t
0,l mm/j
‘pur 0 = 0.1 .
En conséquence le ressuyage gravitaire du sol Dieri sera, pour toute teneur en eau,
beaucoup plus rapide que pour un sol Dior ; I’infîltrabiiité et lu profondeur de pin&
tration, bien plus,grande ; et, si l’on essaye d’utllijer les concepts agronomiques, la
capacité de rétention et la réserve utile, beaucoup plus faibles. On peut dejà estimer
qu’avec ce type de sol la recharge des rarervcs profondes (en cas de pluie ou d’irri-
gation) sera importante, les pertes par évaporation assez faibles. Le’sol Dieri peut aussi
être cultivé en pluvial : les pluies en géndral sont IimitCes dans cette zone (moins de
~C~rufffRlSAliON HYDR :lYNAMiQUE D’UN SOL IN SITU
33
Outre I’intirêt pratique qu’il rcpr wtt dans la quantffkaffon de la lame d’eau
&oul&e a travers une certaine cote, C
rxen@e nous semb!e également important
pour f’estimafton de I’évapoiation rée
ou dl I’c’vapofranspir&on rdelle. Dans fa
majorit4 des applications agronomiqut
3n suppese tri effet impllcftement que fe flux
d’eau est nul à. partir du moment où 16
c rofils hydrlques ne varient ifus. On calcule
alors i’évapotranspiration rCellc en
lisant secilcmenf les, mesures neutroniques
et en supposant que I’ETR correspond 1 c: variatidn du stock. Ceci’n’ed pas nbcessai-
rement vrai. En profondeur il p.+~f er
‘(!r’comme dans le cas CfudM, une zone de
régime permanent où la teneur en eab
rt consfanft mals oti il exMt un gradient de
charge unitaire : le calcul de i’@% a!
3lOrs ;dt ce fait ruresfim4. Si l’on connait la
relation K(0), il suffit d’avoir en profon
w &t& terisiom&fres enttiranf une cote de
mesure de teneur en eau pour défprinfn
e seni”et fo grandeur du flux clr travers cetfe
:
cote pur application de la loi de Dàrc
donc ‘l&’ +lomt ~COUIC pendant un certain
temps. Ceci permet, par bouclag’$ du bi
1, d’@Wia valeur exode de 1’ETR (Daudef
et Vachaud, 1977). Cette mitho& pirr 11
~Cgafdf@%?.~M@soMnt $41 ritesure de la
ttntur en eau h la cote de conf&k una
aesN 6~‘cMéchtration en solut& de diter-
:
fnfger c! de confr5ltr lis pcrtcs~en m<
c en tuWancï3 mïnSrafes.
Enfin la connaissance des relations
4) et h(e) peut également permettre d’obtenir
dirtctemtnt à partir de mesures de I 3n sous culture, l’extraction racinaire par
franche de sol. Cette information font
‘rentale pour la mise au point de variétés
mieux adaptées au climat et au sol dl
donner lieu & une procfiaine publication.
Les résultats obtenus lors de cettc :IJde doivent maintenant faire l’objet d’un
nouveau programme de recherche où
:
r s’efforcera d’allier simulation numérique
et mesure en station agronomique. Dal
i’évolution actuelle de la rtchercht dans ce
dotncinc. il apparaît en.eFfet que les mc
I:‘des de simulation numérique sont un outil
complémentaire indispensable pour a rI les agronomes à mieux orienter leurs
recherches (en portant notamment leur
4~ Ition sur les param&res les plus sensib!es],
à appliquer plus judicieusement leurs r
afs (notummcnf dans Ii sens d’une extra-
@ation d d’autres types de sol ef de clil
et enfin h Cconomiser
le nombre d’essais
lourds. D’un aufre côté les physiciens o
!Soin d’un support permettant de tester la
validité globale des modèles numérique
e nombreux codes de calcul sont mainte-
riant disponibles pour simuler le com
!ment du système sol-plante-atmosphére
Wel et Talpaz. 1976 ; Feddes et ol., 197
auclin cl a!., 1976) en attendant de pouvoir
ie wédire. Ces codes nécessitent tous, en
.utres, la caractérisation du sol en tant que
rkerve hydrique (au sens dynamique), F
FS relations K(0) et h(8). Nous envisageons
maintenant d’utiliser ces codes dans le 1
pamme de recherches pour une meilleure
konomic de l’eau actuellement poursi
par I’ISRA avec les impératifs suivants :
?? Msfaction des besoins hydriq
des cultures en vue d’une productivité
accrue :
?? maintien d’une réserve hydrique
isable à diverses fins, dans la zone d’en-
rccinement
utile des cultures annuelles
4 reconstitution des réserves profo
du sol.
ces objectifs peuvent être recherche
atteints grâce à l’amélioration et la sélec-
Ilon du mctériei végétal cultive. au chc
e s rotations et des techniques de culture
khe. Dans l’immédiat la collaboratic
re nous avons l’intention de poursuivre
portera essenfiellement
sur les points SL
‘ts :
34
G. VACHAUO, C. DANCElTE, S. SONKO. J. L. THONY
- ~$J+ physique de I'lnfluen~t du travail du ,sol et mise au point de tee
optimales (m.uJch. p@llage, labour, etc...) en vue d’une réduction de I’évapc
- Ciaboràtlan d’un mod&lc de prkision d’extraction racinaire et c
transpirajlon en vue d’aider agronomes et généticiens h définir les types de
les mieux adapf4es au sol ef au climat avec la plus faible utilisation d’eau p
II nous porait ndanmolnr fondamental de continuer également, dons la I
cette recherche, afin d’obtenir, au moins h un niveau de rkfkencc. le plus grand r
de donnkes possibles sur les relations K(8) et h(9) pour avoir des grondeurs si
ment rcprkcntatives, qui puissent être utilis&r pour caractériser dea systc
grande Cchq!la.
tes mbfhodcs +cti!cs dans cet article s’appliquent surtout pour un sol SC
Il serait JJ&@$$.$#ji~~r Ici @hode du drainage interne sur un sol peu dr‘
Dans ce caslci m6jh&@,u,~ilan natu peut Btre prçférobie. II est cependant néct
de mettre elrk+$ .$$$nt ‘une technique de caractérisation des propriétés
dynamiqueq “d& S@I$&&S fn ~MU, et il nous semble fondamental d’inciter d’
rechcrcJ& sur & $#nk
._ iii..
Reçu pouf publication en mars 197:
-i-
.‘--
-.-..
.
.<I
Summary
Fiel4 defcrmination of fhe hydruulic charodcrisfics of an unsafuraled &l
Application on hvo typical saiks of Rcpublic of Sentgai
wifh an example fo fhe calculailon of fhe waler baiancr
This paptr de& with pradicai appiicafion of two mtthods ostd to dcitrmine on the fiei
unsafurattd soi1 hydraulic charactcristics. The fi& mcthod, calltd a interna{ drainage mtthoc
bastd on Ihr monitoring of drainage of a soil profile, following a constant htad infilfration.
?? vaporation from rhc soit surface is prevtnttd. thc seqnd mcthod. called a natural balance mtih
ir based on the monitoring of change ofwattr storage in thr soi1 undcr natural cvaporafion ond p<
lotion. For both methods it ir ntcessary to ust simultantously neutron prok and tcnsiomttert mta:
mtntr. Thtse mtfhods have betn appiicd with success on two typical soils ai Rcpubiic of Scntgc
dune sand and o loess type sand. In fhe last part of thc papcr. an exampie showing tha inttre
knowing !ht soi1 hydmulic condueivity and thc soi1 water prtssure is dtrrloped. The deep drair
is :ompuitd for a pcrioa’ of 18 months including two rain seawns. It is r5own :hat >p to 32 p.
of the total rainfail cari recharge tht soi{ reservoir btlow a depth oi 1 SQ cm, for the ccre of bart
Zusammenfassung
Me!hoden für d i e wasserdynamische kfimmung eines ungesüffigien Bodcns i n s
Anwendung auf zwci scnegalische Bodcnarfen zur 8egri;isbtsfimmung
dcr Wasserbilanzvcrhaltnisse
Es werden zwti Mcthodcn für die Bestimmung der wasserdynamischen Eigcnxhaften cines un2
Gitfigten Szdens durch dirrktc Messung in situ baxhrieben. Die ersie. sogtnnanntt Q innerlic
Entw6sserung U. bcneht aus der rtgeindssigen Beobachtong dtr Bodçntrocknung nach dtr Venick
rung einer gewisse Warermenge ohnt Verdunstung an dtr Bodenoberf(2che. Oit zwtitc .Mc!hoc
sogenantr a Bilanz U, bcsteht aus der acobachtung der Verendtrungtn der Bodenwasurrtscp
wdhrend der natürlichen Verdunstungrpcriode
nach- einer durch Aegtn btwirkten Durchfeuchtuc
Die rwei Mclhoden beruhen auf dem gicichttitigen Einsatr eintr Neutronensonde und einer Rtlr
On prisente deux ?nithodoJogi«
dcsttn&es P déterminer :es C(Irad/Cjdiques’~yd~ynamiques
d’un d non m1-4 par mesure dinde in rifu. La premiin mithodi dite du e drainage interne 2.
mvlent d suIvre ie rcuuyage d’un sol aprir infiltration d’une lame d’eau, SCIES ivapomtton. La drux-
lime m&hode~~ite du a bilan n. est basée sur le suivi de I’ivolution du rrod< d’eau dans te soi’ en
plrtoda d’ivap&ation naturelle aprls humidiicatton par d« pluies, Les deux’ni&?tto&i Apoaent sur
I’utilisaiotion simultan4e d’une sonde neutron at.d’une zirie de teniiom#ns, et sur I’anoiywdis mosurw.
Elles ont éti; appliquées sur deux types de sol caractiristiquer
du Sénigal : un r01 mbleux dunatre.
et un sol de dip& ‘&iien:Danrla dtritlirb partie de l’artMe. onitisfste sur I’intii& &Vefi’pariir’connais-
sanca de ces grandeurs en prtintant une m4thode de cahzul de la reobargc der+ener’ profondes
durant une pifiode de 18 mois. Cette recharge peut nptiwnter jusqu’h 30 p. 1tJO de ta pluie (sur
deux hivernagri) au-del& de la cote 150 cm, sur une parcelle de iol nu sans végitation.
1
L’évolution des connaisscnces
acquises durant les deux derniércs décennies sur !cs
.
fransfk-ts d’eau dans la zone de sol non scturée qut s’itcnd depuis la surface du sol
jusqu’à la nappe phréatique a permis de mettre au point des mbthodes demesure afin
de quantifier ces transferts, et de caractériser les propriCtCs physiques du sol influant
I
sur la dynamique de l’eau. On a pu également, depuis quelques années, grace CU
.
grand ddveloppcment qu’ont connu les methodcs de calcul numkriquc, dbfinlr des
codes qui devraient permettre d’estimer rapidement (sans expérimentation (C lourde »),
à tout moment et pour un type de sol caractérisC$ar ses propriktbs hydradynamiques.
les pertes d’eau probables par Cvaporation et par percolation, et l’évolution des
réserves hydriques disponibles, pour des conditions cilmatiques
donn4es. A partir de
ces codes on peut espérer reconstituer l’évolution du bilan hydrique au cours des
,
1
,.g<.
“Y<. ; f. W3tAUD, C. DArCETTE, $.. .SOt$tCO, ‘1. L. THONY
+n~Le#~~as+& &,:pqrtir des donnias climatiques acquises (pluviomCtrie notamment)
< I
, +t ~~~pri;r~~~~lt~~aje~l,ons 0 diffCrcnt~ ,swtls de probabilit4 pour les’ ann&es h venir
(op)log$rpr&tdre.,en vue d’unc.politlque:rationn,eIle
dé l’eau).
”
,,Qypr@ I’qcujtf des problknes pc#s par la gestion des rCserves en eau ~ockies
.,d& ge&-.qoqa, de :SI en vue-de~leur utilJsa?ion optimale gar Ier cultvr~s, l’Institut
S$&&~ $r’&htrcher Agrtcoler a mis l’accent; :ces dcrnikes ann4er; sur un pro-
gramme Intensif d’ktude de caractCriration des sols du point de vue hydrique et hydro-
dynamique. Ce programmé a CfC il&orC en collaboration Ctroite avec. entre autres,
Çreno&&&oratqire As~~.,ay.CNfU) et.avec l’aide de
ur ~@~rfl&,@#?!quc ,Q&~no)..qul e? notamment Mer-
&up dc m~té~~~*~
fgawpyyt,t ~iatr;~q.vtim~ &ppui. 11 se
,la connat~s4D~.~~~lfartcvn 4$irnotiguu& la ~aractiriratlon
fl!rg *f $4 lg:#&x#wfign d~s:icxrg~~c~,~~ydrlquss
des prin-
.
“’ :
.-,
,..
r ZOrW AoWQ&W d’une part k-nWi&lel vCgCtal le mieux
ics? ItYtill~~~ ‘d’hmrviftitjiiij 4mj&~~.
._-
.-
ntc@&de travail et d’entretien du sol les plus appropriées
h une gestion efficace des rlservei ‘hydrtques :
e de contrbler l’efficacité des techniques culturales proposées en rbgime pluvial.
Les rksultats que nous prbsentons dans cet article s’inslrent ?? ntikment dans le
cadre de ce projet. Nous nous attacherons essentiellement h définir la méthodologie
qui a été utilisCe pour caractériser le role du sol dan’s les transferts, en insistant ensuite
sur les possibilités ainsi offertes pour mieux definir les diverses composanlcs
du bilan.
I . - Variables de base et Cquation des transferts en milieu non saturé
Si dans un premier temps, et dans un but de simplification, on ne considère que le
transfert d’eau dans un milieu inerte et rigide, en condition isotherme, les deux gran-
deurs essentielles intervenant dans Ie mkanisme de l’écoulement sont :
- la teneur en cou volumiquc 6, définie comme le volume d’eau prtrent dans un
volume unitaire de sol ;
- la pression effective de l’eau h, définie comme la différence intre la pression
de l’eau dans le sol et la pression atmosphérique, et exprimée en terme de hauteur
d ’ e a u .
La mesure des variations de teneur en eau permef de d&erminer la grandeur des
volumes écouks alors que la mesure des pressions donne une information fonda-
mentale sur la direction des écoulements.
La pression effective de l’eau dans un Clément de volume non saturb caractérise
en effet l’influence simultanée des effets capillaires et des phanomènes
de liaison entre
l’eau et la phase solide. Elle dépend essentiellement de la teneur en eau 8 : c’est la
grandeur commun4ment
app&e « succion ». Puisque l’eau du sol est sous tension,
h est une grandeur ndgative. La courbe h(9) définit essenttellement
I’hnergie qu’il faut
développer pour amener un volume de sol à une certaine humiditk On sait que pour
un sol donné, cette relation n’est pas univoque, mais dépend, comme nous le verrons
q PS - K(9)= AS
00 :
K(8) est ia conductivit4 hydraulique qui d4pend tris fortement de la feneor en eau
du sol ;
AH est le gradient de charge entre deux sections distantes de AZ ;
-J
q est la vitesse de Darcy, ou flux volumique.
II faut enfin considCrcr l’équation de conservation de masse. Pour un volume de sol
d’kpaisseur
AZ, de section unit& on-kit que durant un instant Af la différence entre la
masse d’eau entrant par une face et la masse d’eau sortant par une autre face ne peut
être due qu’a la variation de masse d’eau comprise dans ce volume s’il n’y a ni source,
ni puits.
Dans le cas d’un Ccoule’ment vers le bas, cette formulation donne :
+*(ql - q&U = ~“494.2~1
o ù
,
q, : flux entrant par la face supCrieure,
q2 : flux sortant par la face infCrieure,
ir : masse volumique de l’eau
.
OU
La grandeur (M*lz) est gén4ralement definie comme la variation de stock AS
dans la tranche de sol d’Cpaisteur %
Cette dernière formule montre clairement qu’il n’est pas possible d’obtenir le flux
à travers une des faces, ou le volume d’eau écoulC q-Lt par surface unitaire de sol, o
partir de la simple mesure de variation de stock dans l’élément de volume pris en
4
C. VACH+D, C. DANCETTE, 5. SONKO, 1. L THONY ’
compte. Il faut de plus ddPt/rminkr fc flux entrant, ou sortant du volume considéré par
i’uutre face, soit en applir rr~nifk~ormklt (2) si l’on connaît dans cette section la conduc-
WifC hydraulique et te grrbditnr, soit en fixant la cote de cette face h une profondeur
où lion connaît le flux.
i
kes deux relations ir 3 fprtantes qui nous permettent de caractériser la dynamique
de l’eau.dans un sol sont icpnc :
2 d’une part la rel+Ilton R(e) qui permet de dHinir’l’&ergie interne de pression
dans un volume de SOI r :
‘-
:: +, i,,~$~utye pad, la rl~lrptl9~~~~),$1u!-~~~~~,d.e connaitre avec quelle faciiitk l’eau
.$&$&~ ,$ .la ,suite d’~sr~,~~.~a~lon..d~~umr~~t~, (Provenant d’un apport d’eau, ou
d’ufl,Jixayopir& d’eau) s@r&,$,eux ,+mclwr de sol.
.$b;nwtCrfcl et la mltihpd3forjlt dkrits pet’ fa suite permettent d’obtenir directe-
mcnf@$$ws deux nlc 1tpn~S!%tte miCthadofogie se basant sur fes dbvelopptments
qui.~vit~n&t&22fre faits, ,II ,$rt tititic I%V&~ t~r.fa~vaJfdiH des hypothèses simplifica-
! 414 adoptdak pu d&but de ce chapfke. L’hypothèse la pfus~~ntraignante
k&ffMf ay m llt~~u~~~~~l~~~ $feWdies par S~$ES (197?) au CSIRO
en AustrSe. tyrr Ics~rgiiiJ~~0Hff&&~ montrent cfairement que les équa-
ne s’appliqt tl,M pas pour ces matCriayx, et que la notion de teneur en eau
n’a pas de sens dans ce ccfkJ Pour cette raison, nous travaillepons avec des MIS tfc !ypes
sableux, qui sent très. f<.reement représentatifs au SénCgaf. Les rCsuIf& obtenus
récemment sur les probknps de fhermomigration montrent que l’hypothèse de milieu
isotherme est beaucoup rwins contraignante puisque les transferts d’eau induits par
des gradients thermiques I$e qui n’est pas pris en compte dans l’analyse précéaente)
sont au moins d’un ordrt 4~ grandeur plus faible que les transferts sous l’effet de gra-
dient de charge hydrauiiclluk, et sont de toute fason du même ordre de grandeur que
tes erreurs exp4rimentaler.i II en est de même pour. les transferts sous gradients osmo-
tiques. Une condition dr jclonnianne reste finalement f’hypoth&e que l’air contenu
dans les pores est à ‘la piession atmosphCrique (Moiel-Seytoux. 1973 ; Vachaud,
Gaudet et Kuraz. 1974).
Si suffisamment de pf &Fautions sont prises pour que cette dernière hypothèse soit
justifide, en éviiant notan n/ent une submersion trop importante, on pewt en générai
estimer que les équations IT/!) et (3) sont représentatives de la physique des transferts,
h condition bien sûr que I’jécoulement siit vertical. L’application de ces équctions à
I’ccalyse d’essais d’infilfrr.l’ibn réalisés sur anneaux (essai de Müntz) est ainsi toujours
prob&matiq&. même si I’eqnneau de garde est important.
Deux livres assez rCc !rits donnent une bonne synthèse des connaissances actuelles
sur les Ccoulements en mr itru non saturé : celui édité par D. R. Nieisen (1972) et celui
de 0. Hillel (1973).
2. - l:}aractérisation des sites d’essais
Afin d’obtenir des rC:l,rltats pouvant avoir une application importante, des essais
ont C1é effectués sur deux types de sols représentatifs de deux grandes zones fcisant
actuellement l’objet d’ess*)r!; de valorisation agricole au Sénégal :
- le sol Dior, qui esl pn sol très répandu dans les zones centre et centre Nord
du SénCgal, et qui fait esati~ittiellement l’objet de la culture piuviale du mil et surtout
de l’arachide ;
CARA~ÉRlSATlON ,,H~~ROOYNAhtQUE D’UN SOI. IN SITU
5 .
“.
x
<
.,* ._ ‘;
- le sol Dieri, qui est un so!d~~~aire~ r,qrCscntatif du massif issu de l’erg Ogolien
ccintu.rant le lit majeur du ffeu& %&$II &ris%i pkties uval et deltaiqur. Tradition-
nellement, et dans la limite d’uni pl&io%tri&“~~~cnt trop faible, ce sol est cultive
en mil ou en niCbC, ou est laits& Crj frlch~:“-,irnYtsldge’~); pratiquer aussi l’irrigation
car il ne priser& ni I’hydromorphie ni l’hlf&~r~hic’des
sols alluviaux du delta ou de
.’
,,
la basse vallée du Sénégal.
.
\\
a) fisais sur~sol Dlàr
,.
Les so~LQIor sont #es sols ferwgiMug&&picQyX.&.&n IP classification ffa~çoiss
des sols, formbr:h partir d,e .nW&tbux dQb~.~,~~rdfernnlr+r:d’arigine complexe *(ff LIT
~
viale, marine et MienTe) (Pie&. 19?&~~ t~p&@&w..est gCnCraletient. grinde
pouvant ddpatser 4 à 5 m ; ces sols sonf itl.ativement homogènes horizontaltmtrit
j *
et verticalement, bien qu’il faille se mbfiBr&s LL)~IW dt &miti&re el d’inclusions pro-
4
venant souvent d’un habitat ancien, 03 les c&actértstlqu~s physico-chimiques sont très
1
diff&cntes. ’ ’ 1 :
,‘(’ C.ii,Z .I.‘ ‘;” “;
?
Ces ‘s+wn?&empts de cu~lfoux &&#g&$&w, lis .contitnnent plus de 90 p. 100
-.- _. _
de sabli3~8GiTK&3~4 dë satilS’~~.-U~~‘~-n~ü~~~rfque
di l’horizon..de iur-
face indique :
?? 0.49 100 de matière organique ;
?? 2 p. 1.00 d’cirgile (csteritiellemtnt
kaolinitt non gonflante} ;
??5.6 p..lOO de limon :
?? 69 p. 100 de sables fins ;
?? 23 p. 100 de sables grossiers.
En profondeur, on peut trouver un peu plus d’argile et de limon.
La densité apparenfe de ces sols est toujours ClevCe (souvent supérieure à 1,6) ;
leur porositC totale faible .(environ 0,4) rend nktssairf: !q travail du sol sur une quin-
zaine de cm, ce qui fait .àlors descendre la densitk apparente dans l’horizon cultivé
h environ 1.45 (soit une porosité de 0,4S) (Charreau et Nicou, 1971).
Du point de vue hydrodynamique enfin, ces sols ont une perméabilif& réputée assez
élevée, qui peut dans certains cas, être réduite par dispersion de la faible quantité
d’argile. Les diverses méthodes de mesure globales classiques (Porchet, Müntz, cases
lysimétriques) ont donné des r%sultats très variables ; entre 50 et 250 mm,‘h pour la
perméabilité à saturation (Charreau, 1963). Les caractéristiques classiques du point de
vue Pgronomique correspondent h utie capacité de rétention (après 2 Ou 3 jours de
,
ressuyage suivant une forte piuie ou un gros arrosage) variant entre 0.09
et Q,14 cm3/cmJ, et une humidifé au pF 4.2 Comprise entre 0,03 et 0,OS cmJlcmJ. On
peut tn6n généralement compter sur une réserve d’eau utilisable de 80 h 90 mm sur le
premier métre (Dancette. 1970).
.
Ces sols ont été intensivement &udiés au Centre de Recherches Agronomiques
de Bambey ; on ne disposait pas jusqu’alors de mesures permettant de caractériser
les variations de conductivité hydraulique avec la teneur en eau du sol. ni la courbe de
succion. Nous avons été amen4 à équiper deux sites de mesures sur le CRA de Bambey,
pour déterminer ces courbes caractCristiques
selon deux m&hodes diff&entes.
Le premier sife (81) a été instalk en 1974. Une fosse pCdologique
creusée jusqu’à
la profondeur de 1 SO m à proximité de la zone d’essai a permis de constater un profil
apparemment très homogène.
,-
.
.
sa!.
du
surfore
10
de
ou-dcrrus
Y
dirlance
la
b
sHuCe
tM&mce
de
nlvetw
m
&
(en cm)
mercure
remontée du
10
esl
c S.
cola
la
b
dons le sol
tlgnanl
d’wu)
(em
h
pranl’an
h a
sot,
la surface du
b
rapparl
la charge (en cm d’eau) par
~SI
l-l
frmferfr.
des
dlrectkn
/a
Js
&em#l#tion
de la
et
Irnrlon~CIre,
d’un
fonclbnnemenf
du
principe
de
SchCw
-
FIG. 1.
h
IL -.
Y
+
-12.N
(h-z)-
Ii-
CARAtiÉRISATION
HYDRODYNAMIQUE iWN SOL IN S/TU
9
ii i:>:J
Deux .systimcs différents de tc~riom4tres orif Xt% WltsCs~:
I
~;ft.)-p
- sur les deux sites dè Ba&i, q&re cnre
fX4AsiGre rCf. 2520, com-
portant chacun 5 anneaux en céramique poreÛs S+J ,
c canne
unique, isoiCs et situ&
.a diff4rentes cotes, et un panneau de mesure avec ‘5 banomCtr6s h mercure. Deux
ensembles permettent de mesurer fa charge h 10,2O,,~Q, 40j?j 50 cm ,beux autres 0 30,
,
60,90,120 et 150 cm ;
4
- sur le site de N’Oiol, deux ensembles Soil M&ure rCf. 2310, h cannes mul-
tiples de ditSrentes longueurs, Connect&es à un p9nnaau de mesure avec 5 mano-
mètres 4 mercure. Les mesures de chargé Ctalcnt dhns:.ce cas stTed&r à 10,20,30,
4Q,50,70,90,110,130 et 150 cm.
3
I.
$ M y&
.
.
l
4. - Détermination de
ôQirY~U&ain> irittrnt
I
!
.
Ccfft mifhode. coqride.& @cfuer: ri~.~~
.31’eau impertan! #qui-
“aJe31.h’.uhc
tamc &G-m.-~& iOb.mm) ;+ à
_... - ___ . .~
*
butian de l’eau dans le
profil imm4diatement après la disparition de la lani
n%&vrant la surface du sol de
façon h Cviter tout transfert à travers cette surface. & i’ppose ainsi que @ridant toute
j
Ia cin&ique de ressuyage l’on ait q = 0 h travers la &te 2 P 0 (Hlllel. 1972).
,
A l’aide des ttnsiomètres et de la sonde neutron On suit I’Cvolutton des profils de
-
charge et des proflIs d’humiditi pendant ce ressuyage. Si l’on considère (fig. 2) deux
profils hydriques mesurés au temps :’ et t depuis la disparition de lame, en application
de l’équation (3) le flux q(z) passant h travers foute seciiofi de cote z peut Jtre obtenu
h partir de la mesure de variation de dock J& dans le volume de sol limité par la
surface du sol et la section de cotez par la formule :
q(z) - qo = - 2 ;
Or dans ce cas, qO, le flux passant h travers la cote z = 0 est nul ; d’autre part %S, est
négatif (perte de stock). donc q(z) est positif et on a donc diredement en valeur absolue :
-
AS% I
??? ? ?? ?? ? ?
?
‘Cette valeur représente ta vitesse de Darcy à travers la coie z P un temps moyen entre
,
les deux mesures (i = y).
Au lieu de coniidérer les différences de stock on peut affiner la méthode de calcul
du flux en calculant h différents instants la valeur du stock d’eau compris entre la sur-
face du soi et le niveau de référence (cette valeur est obtenue par intégrations des
2 ’
profîls hydriques soit S(z. 1) = J 8 )
dz et en trayant la courbe S,(i) donnant. la varia-
tion dans le temps de cette grandeur. A un instant 1, le flux passant h travers la cote z
sera dans ce cas directement donné par la pente de la courbe S,(t) :
q(z) = - 2 .
10
G. VACHAUI:‘, C. DANCmE, S. SONKO, J. L. THONY
<
<- * ,
.
t \\+’
\\ i\\
.
,
t
FIG. L - SchCma de principe de /a
~$Ode du a drainage ir~crne a. 20 : Implantation du système de
mesure. 2b : Détermination dl
wiationr de stock et de gradicnt de charge a un niveau t
2r : Calcul du flux L une cote
I! ?A un instant par la mithodc instantan&.
Cette deuxième méthode, dite
ilthode de calcul instantanée (Watson, 1966) est plus
préciie et ne nécessite pas c
I~rpolation entre les ptofk. C’est celle qut nous
utiliserons.
Si, à l’instant t de référer
on connaît également le profil de charge H(z, t),
la pente de cette courbe à la cc
!#donne directement le gmdient dH/dz.
CARACTERISATION HYDRODYNAMIQUE D’UN SOL IN SrTU
11
On dispose donc ainsi au m8mc instant t, h la C&C z :
?? de la. valeur Mantank de la teneur en eau @‘et de la charae H (donc de la
?? ’ de la valCUr Ir
,e, bt la. ,val.~~~,~~.irfta?tanCe du gradi,en! de .Charge dH/dz.
:
En appkatiqfj de Equation (2) la relafion+ntre les deux dernlires valeurs donne . .
la condudivitb hydraulique :
.> .
lt
91
=-dH/dr’
Cet@ Lvqieur de K ser~offectde b la valeur de Id teneur en eau 8 mesurée a cet instant
part 0 et h on obf&t$n point de la courbe h(8) teprésentu-
-
:
3
-
urc ii dlffir~nisdpstants et h diff&tntcr cotes on peut
pour diffirents.$rizons. Deux exemples d’application
as praflques, il ht Important d’insister sur deux points _.
-
n0kemcni sur I’hypoth&e que les transferts ont lieu dans
i dans u~~essuld’infiltration il est Cvident que par diffu-
sion tatérale une partie de l’eau appliqu&% la surface du sol viendra humidifier la
a
zone extérieure h fa%ne d’essai, même a;«‘un anneau de garde. II faudrait alors en
toute rigueur mesurer les gradientt de charge.également dans la direction horizontale.
’
Afin de minimiser l’influence des transferts latiraux, il y aura donc lieu de considérer
la surface d’essai la plus grande possible et de faire les mesures au centre.
2) ‘Les deux appareils de mesure ont des domaines d’influente très diffknts :
le tensiomitre donne une mesure tr&s locale de la pression de l’eau, alors que la sonde
neutron commencera b rCagir dis que le nombre d’atomes d’hydrogéne varie dans sa
sphère d’intluence. Cela pose un probleme de fond sur la signification des mesures
d’humlditl obtenue en prlsence d’un front d’humcctation se deplagant dans un sol
iniiialement sec, où la sphère d’influcnce a un diametrt initial de l’ordre de 40 cm.
II y aura donc lieu d’gtre très critique dans ce cas.
Pour définir la methodolog;e employée, nous allons analyser dans le détail l'essai
effectue h N’Diol sur sol Dieri ; nous nous bornerons ensuite à présenter les résultats
relatifs h l'essai effedué dans les mêmes conditions sur le site 81 de Bambey sur sol
Dior.
b) Essui sur sol Dierl
Cet essai a eu lieu du 22/04 au 4&76, donc pendant la saison skhe. Une lame de
250 mm d’eau a étC apportet sur la zone d’infiltration delimitée par une surface de
1 x 1 m, bordée sur son pourtour par une diguette avec zone de garde .de 2 x 2 m,
et sur un profil initialement sec. La lame d’eau a complètement disparu h 16 h 45, le sol
étant alors humidifie jusqu’h une profondeur de 120 cm et la teneur en eau à la surface
du sol étant passee de 0,012 à 0,23 cm(cml
12
G . YACHAUC~ C. DANCETTE. S. S O N K O . J . L THONY
La surfa& a alors Ct4 cc,.rtwtc avec un film plastique recouvert de pailloge et l’on
a suivi I’ivoh~tioii des tcncw~!~tcn cou dans le profil en utilisant les méthodes dévelop-
pCes auparavant en lobororwre sur colonne de sol (Vachaud et Thony, 1970). Afin
de suivre la cinittque t&s rapide dans ce soi, on effectue un comptage Q un niveau LE
pendant un temps assez COU~*’ I(i6 s avec Jo sonde SOLO), on dkplace ensuite la sonde
aux cotes z&jki‘~.ÿ+, . . . jus:: 4t’h trouver une section où la teneur en eau n’a pas vari&
et l’on tevlent cf :a cote 4, I I(i.. ; sur ce slte, les mesures ont Cte faites tous les 10 cm
,
jusqu’h 1,60 m._”
0
FIG. 3. - Ev~luiiot~ dans le icmpr dt Ici kntur tn eau d difércntes cotes duront l’essai de drainage infcrne
sur SO/ Ditri. Chaque point rrpr~ykntc un point de mesure. Le temps t PI 0 correspond & la dirpari-
tien de la lame d’eau (16 h 45 II Zjt. 04).-
/
On mesure ainsi à d[fférc’Ita niveaux les valeurs de la teneur en eau à différents
temps. En reportant les point \\;ur un graphe 9,(t) on peut, par lissage, obtenir les
courbes donnant la variation ::II! la teneur en eau à différentes cotes (fig. 3). Il suffit
ensuite de se placer à des temp’ :, choisis depuis la disparition de la lame pour reconsti-
tuer les profils hydriques 9(z, ifig. 4) à partir de ces courbes.
Cette méthode est surtout ritéressante dans I’intervaile de temps ou les variations
de teneur en eau sont rapides wentiellement le premier jour), à condition bien sûr
d’avoir des points de mesure s Ffisamment rapprochés. Cependant, même lorsque les
variations deviennent trés fente ,I le lissage permet d’éliminer les erreurs accidentelles
de mesure, et d’avoir des profi
iréguliers.
Les tensiomètres qui aval r:t été installés et amorcés avant l’essai d’infiltration
n’ont pas eu le temps de se des
morcer et ont réagi très régulièrement à l’arrivée du
:
-’ .
-- --..i . . . . . _ . . .-- .,. . .
.
*
0
_..
I
M
.
100
I
.:.
<.
*__
150
2, cm
FIG. 4. -
. j
Prolih hydd9~eS CWrCSpond~nfS d /U /&r 3. purom&ra : lemps 1. en ft&~ulr la dis
Le profil Inillal est mesur ovonl I’eswi, k profil I
rlfb de k, lame d’mu.
- 0 corrciponddni b la fin r??I’infittrofion.
. . .
14
G. V A C H A U C
C. DANCETTE. S . .SONKO, 1. L THONY
f
1
front. La même technique q ! dans le cas $rCcCd&t a ht& ‘utilis4e pour traiter les
mesures tenslombtriques
e!
jtcnit les profils de charge h .diffCrents temps (fig. 5).
Les profils hydriques rl
art& figure 4 permettent d’apprécier la cinitique. A
partir de la détermination dl
teneurs en eau & diffbrents temps et h différentes cotes
on a calculd par I’lntbgratibr
le ces profils la’#alévT du stock cumuli entre la surface
du $01 it.dfff~rents niveaux a temps consid(& Cette int0gmfi& tif faite facifement
en affectant la teneur en eau
esurbe h une cOte zy b la tranche de sol de 10 cm entou-
ranf cette cote, sauf pour la f
:sure h la profonl$c$r Y1 e 10 cm qui e;st affectbe 0 une
tranche de sol allant de 0
fl5 cm.
. .
,) I h
,”
,)
.
‘,I.: . .
.- ,<
.
.
50
100
r,cm
FIG. 5. - Prof-2
4 :Rargc hydraulique copspndant 4 figure 6.
Paramitrr : ttm,
! en h, depuis la disparition de la lame d’eau.
Si l’on exprime le stock f
Inm d’eau, le stock jusqu’à une cote zi vaudra donc :
5z, = (13 4
“ < -
3 ?Il = . . . + 9k + . . . + 0,s 9j).loo
où 9t est la teneur en eau mc
, rée à kt cote zk.
Cette formule ne s’cppli
e pas dans la première section (z = 10 cm) OU i’on a
simplement S,, = 8,,-100. 0
‘riouvera. à fitre d’exemple, tableau 1, les valeurs des
teneurs en eau et des stocks
rmulés calculés à différents instants.
Tant que le front d’hurr
tption n’a pas atteint la dernière section de mesure
(z = 160 cm), soit pour t <
ih on nofera que le stock d’eau dans le sol est bien
conservé, mais les valeurs ob
l+es sont cependant inférieures de 10 p. 100 à la Icme
.
,.
,,
_’
1
CARACT~IUSATION HYDRODYNAMIQUE D’UN SOL IN S1N
15
Calcul,du stockr cumul&. GsaI de drainage interne sut SO/ &ri
impos&t (223 au lieu de 250 mm). Cette sous-estimation systématique peut être due
h deux effets :
?? d’une ptirt l’écoulement n’est pas strictement vertical, et il existe durant le
ressuyage un transfert lat4ral : à la fin de l’essai une zone de 50 cm d’bpaisseur
environ
autour de la zone d’infiltration est humidifibc en surface ;
?? d’autre part la mesure h la sonde neutron est extrêmement imprécise en pré-
sence d’un front très raide, et l’utilisation de la courbe d’étalonnage, qui repose sur
l’hypothèse que la teneur en eau varie peu dans la sphère d’influence,,conduit à une
erreur sur le calcul des teneurs en eau tant que la section située environ à 15 cm en
dessous de la section de mesure n’est pas humidifiée. On obtient donc une double
erreur : d’une part le temps d’apparition de l’eau mesuré avec la sonde neutron est
surestimé (et l’on notera que les réponses des tensiomètres
au passage du front sont
systimatiquement en retard sur celles de la sonde neutron, ce qui définit bien I’Tmpor-
tance du domaine de mesure) ; d’autre part durant toute l’humidification de fa section
de misure les teneurs en eau sont sous-estimCts du fait de l’existence d’un gradient
important dans la sph&rc d’influencc.
Si l’on ne s’inMresse qu’aux sections de mesure situées dans la zone de sol humi-
difide au moment de la disparition de la lame d’eau (soit pour z < 120 cm) durant le
ressuyagt toutes ces sections vont drainer uniformément. Les courbes donnant la
variation du stock cumulé entre la surface du sol et certaines sections de mesure sont
reportées figure 6. II suffit de prendre la pente de ces courbes h des instants choisis
Annal*r agmnomiqurs.
- 1978
2
. .
ir
1 6
.
c. VACWAU :: ,, C. DANCETTE. S. SONKO, J. î.. THONY
fcmps(heurcs)
FIG. 6. - Vuriufion du stock hydriq ,e, 5, en mm d’eau. entre la surfocs du sol ef un niveau de rtference z,
durant l’essai de drainage intert n ISUI rd @cri. L’origine des temps (t I 0) correspond h la dispari-
tion de la lame d’eau.
pour obtenir la valeur instar Ignée du flux au niveau et au temps choisis. Ces valeurs
sont reportees
dans le tableaI ;2 à titre d’exemple pour la cote z = 30 cm.
A partir des profils de cht ‘*De (fig. 5) on peut également facilement déterminer, par
la pente de ces courbes, le grl jient de charge dH.‘dz aux mêmes cotes et aux mêmes
. .-
cAcrfq~Tliw ~~YDR~DYNAMJQUE D’UN S
O
L
IN SITU
17
>,- <,.
>
;,;ay <
!
1; ~ i I
f7G. 7 . - Relation entre conducrlvitb hydraulique (cn mm/h) ef kmxr en eau (cm+&).
touks sections confondues. obknuc lors de I’wai de drainage inlerne sur soi Dieri.
instants. On notera ainsi que pendant tout le rcssuyage on a bien dH/dz = 0 ?I la cote
z = 0 ; I’hypoth&e de flux nul h la surface du sol est donc bien respectée. En profon-
deur, pour L > 100, les gradients 4voluent graduellement vers une limite dH/dz = -1,
qui correspond 0 un écoulement.gravitaire et qui est obtenue au bout d’environ 50 h.
II suffit ensuite de diviser la valeur du flux par le gradient de charge mesuré CU
même moment dans la même section pour obtenir la conductivité hydraulique; qui est
ensuite affectée ti la valeur de la teneur en eau obtenue à ce moment et-dans cette
30
G . VACHAUI
0.1
RC. 9 . - Profils hydrigues mesur& sur l
e
site 81,
s u r sd D i o r . duront I’esai d e redisfributkn
Merne. Paramhtre temps (en j) depuis la dis.
parition de la lame d’eau.
W. cm
-200
F---
-m
0
FIG. 10. - Prof3 d e :vorge correspondont aux résultats de la figure 9.
*.
.
c
CAWT~l@ATION
HYDRODYNAMIQUE D’UN SOL IN SlfU
A
2Y
.: ~+fjl!,’ y+‘ .i
vaillée dqnc plu,? gra,gd,e,de pororit4, ce qui explique !a forme des profils. On peut
Cgakmcnt
co~~r&{ér.d’~prb les courber figure 10, qo’ll n’y a aucun Ccoulemcht h
travers la cote 1. = 0.
I .
I
\\
I
\\.
I \\\\’
0.1
FIG. 11 . - Retofion entre conductivité hydraulique (mm!i) et &ur M eau ($kmJ) p”r le soi Dior.
Les @eun correspondant h I’cssoi de drainage interne (essoi 01) sont rep&senfées par les figures
ouvertes ; les valeurs correspondant d l’essai en bilan naturel (essoi 82) sont reprisentier par les
figures pleines. Le domaine A caractérise !a relation K(9) paur ce sol, toutes sections confondues.
La courbe 6 correspond d l’influence de la couche d’accumulation sur les mesures effectuées
aux niveaux 90 et 120 cm sur le site a2
\\
4
,
t
I
4
30
G. VACHAUO, C DANCETTE. S .
SONKO, 1. L’ THONY
t
: *“.
ncment correde& ét selon toute probabilifé, la’courbe’(B)‘st tio&c simplement trans-
_ fatce vers la droi$c- par .une surestimation. systCn$iquc <:eqviron .O,OS cmJ/cm3 des
teneurs en iaui- 2-
>
On peut &galcmcnt ‘utiliser les,r&vltats ,de. cet t& pou,r’.d$ttrmincr Iq refa-
tian h(e) dan- dtsrdomaines
de faibles humidi?4s. II suffif CC~: f+f $e .Corr+r, b une
. cote donn6e,4c;muurss b’humidit4 et.de pression faitcsJe~.~.~mqloyr. Les points cor-
respondants sont.Qalemcni reportes figure.12 (essqi.B2) ; on notera que ious despoints
tint relatifs 6 ?une&olution dans 1.e KM, d’un drainagi, :&.$a Cgajemint +Je la
relation h(8) b4Q et ,120 SA différente (cok@v ,B), ,c$
, En cumular$.c~~
ualeurs il apparaît que pendant toute la &Mn s&te allant du
8.10.75 au 4.06,76, I’&àporation totale est de 34s mm, alors que 79 mm d’eau se scsnt
InfiltrCs en pr$$n&iJr pour recharger les r&erves souteiraines, Le chiffre de 35 mm
cd b rapprocher d’une Evaporation Bac Normalisé classe A de 2350 mm pour la même
.
pCriode !
1.
6 . - Discussion et conclusion
\\’
On dispose donc, grdce 6 ces deux méthodes, d’un outil permettant de caracté-
riser tes propriCtés
hydrodynamiques d’un MI à‘ partir de mestires non destroctIblts
in silu. La connaissance de ces relations peut en soi pa’raitie de bien peu d’intérêt.
C’est néanmoins, comme nous allons tenter de le montrer par la suite, le préalable
indispensable b une meilleure gestion des ,ressources hydriques stockCes dans le sol.
II est d’abord Cvident d’après ces résultats, que les deux MIS CtudiCs ont un compor-
tement hydrodynamique très différent : même aux faibles teneurs en eau, le sol Dieri
reste toujours beaucoup plus perméable que le sol Dior. En comparant !es courbes de
conductivité hydraulique reportées figurès 7 et 11, et en utilisant les mêmes unités
(mm,j), on notera que les conductivitbs du sol Dieri et du sol, Dior valent respecti-
,
vement :
1 700 mm!j et 20 mm/]
pour fi =0,2
4 8 mm/j e t
0,l mm/j
‘pur 0 = 0.1 .
En conséquence le ressuyage gravitaire du sol Dieri sera, pour toute teneur en eau,
beaucoup plus rapide que pour un sol Dior ; I’infîltrabiiité et lu profondeur de pin&
tration, bien plus,grande ; et, si l’on essaye d’utllijer les concepts agronomiques, la
capacité de rétention et la réserve utile, beaucoup plus faibles. On peut dejà estimer
qu’avec ce type de sol la recharge des rarervcs profondes (en cas de pluie ou d’irri-
gation) sera importante, les pertes par évaporation assez faibles. Le’sol Dieri peut aussi
être cultivé en pluvial : les pluies en géndral sont IimitCes dans cette zone (moins de
~C~rufffRlSAliON HYDR :lYNAMiQUE D’UN SOL IN SITU
33
Outre I’intirêt pratique qu’il rcpr wtt dans la quantffkaffon de la lame d’eau
&oul&e a travers une certaine cote, C
rxen@e nous semb!e également important
pour f’estimafton de I’évapoiation rée
ou dl I’c’vapofranspir&on rdelle. Dans fa
majorit4 des applications agronomiqut
3n suppese tri effet impllcftement que fe flux
d’eau est nul à. partir du moment où 16
c rofils hydrlques ne varient ifus. On calcule
alors i’évapotranspiration rCellc en
lisant secilcmenf les, mesures neutroniques
et en supposant que I’ETR correspond 1 c: variatidn du stock. Ceci’n’ed pas nbcessai-
rement vrai. En profondeur il p.+~f er
‘(!r’comme dans le cas CfudM, une zone de
régime permanent où la teneur en eab
rt consfanft mals oti il exMt un gradient de
charge unitaire : le calcul de i’@% a!
3lOrs ;dt ce fait ruresfim4. Si l’on connait la
relation K(0), il suffit d’avoir en profon
w &t& terisiom&fres enttiranf une cote de
mesure de teneur en eau pour défprinfn
e seni”et fo grandeur du flux clr travers cetfe
:
cote pur application de la loi de Dàrc
donc ‘l&’ +lomt ~COUIC pendant un certain
temps. Ceci permet, par bouclag’$ du bi
1, d’@Wia valeur exode de 1’ETR (Daudef
et Vachaud, 1977). Cette mitho& pirr 11
~Cgafdf@%?.~M@soMnt $41 ritesure de la
ttntur en eau h la cote de conf&k una
aesN 6~‘cMéchtration en solut& de diter-
:
fnfger c! de confr5ltr lis pcrtcs~en m<
c en tuWancï3 mïnSrafes.
Enfin la connaissance des relations
4) et h(e) peut également permettre d’obtenir
dirtctemtnt à partir de mesures de I 3n sous culture, l’extraction racinaire par
franche de sol. Cette information font
‘rentale pour la mise au point de variétés
mieux adaptées au climat et au sol dl
donner lieu & une procfiaine publication.
Les résultats obtenus lors de cettc :IJde doivent maintenant faire l’objet d’un
nouveau programme de recherche où
:
r s’efforcera d’allier simulation numérique
et mesure en station agronomique. Dal
i’évolution actuelle de la rtchercht dans ce
dotncinc. il apparaît en.eFfet que les mc
I:‘des de simulation numérique sont un outil
complémentaire indispensable pour a rI les agronomes à mieux orienter leurs
recherches (en portant notamment leur
4~ Ition sur les param&res les plus sensib!es],
à appliquer plus judicieusement leurs r
afs (notummcnf dans Ii sens d’une extra-
@ation d d’autres types de sol ef de clil
et enfin h Cconomiser
le nombre d’essais
lourds. D’un aufre côté les physiciens o
!Soin d’un support permettant de tester la
validité globale des modèles numérique
e nombreux codes de calcul sont mainte-
riant disponibles pour simuler le com
!ment du système sol-plante-atmosphére
Wel et Talpaz. 1976 ; Feddes et ol., 197
auclin cl a!., 1976) en attendant de pouvoir
ie wédire. Ces codes nécessitent tous, en
.utres, la caractérisation du sol en tant que
rkerve hydrique (au sens dynamique), F
FS relations K(0) et h(8). Nous envisageons
maintenant d’utiliser ces codes dans le 1
pamme de recherches pour une meilleure
konomic de l’eau actuellement poursi
par I’ISRA avec les impératifs suivants :
?? Msfaction des besoins hydriq
des cultures en vue d’une productivité
accrue :
?? maintien d’une réserve hydrique
isable à diverses fins, dans la zone d’en-
rccinement
utile des cultures annuelles
4 reconstitution des réserves profo
du sol.
ces objectifs peuvent être recherche
atteints grâce à l’amélioration et la sélec-
Ilon du mctériei végétal cultive. au chc
e s rotations et des techniques de culture
khe. Dans l’immédiat la collaboratic
re nous avons l’intention de poursuivre
portera essenfiellement
sur les points SL
‘ts :
34
G. VACHAUO, C. DANCElTE, S. SONKO. J. L. THONY
- ~$J+ physique de I'lnfluen~t du travail du ,sol et mise au point de tee
optimales (m.uJch. p@llage, labour, etc...) en vue d’une réduction de I’évapc
- Ciaboràtlan d’un mod&lc de prkision d’extraction racinaire et c
transpirajlon en vue d’aider agronomes et généticiens h définir les types de
les mieux adapf4es au sol ef au climat avec la plus faible utilisation d’eau p
II nous porait ndanmolnr fondamental de continuer également, dons la I
cette recherche, afin d’obtenir, au moins h un niveau de rkfkencc. le plus grand r
de donnkes possibles sur les relations K(8) et h(9) pour avoir des grondeurs si
ment rcprkcntatives, qui puissent être utilis&r pour caractériser dea systc
grande Cchq!la.
tes mbfhodcs +cti!cs dans cet article s’appliquent surtout pour un sol SC
Il serait JJ&@$$.$#ji~~r Ici @hode du drainage interne sur un sol peu dr‘
Dans ce caslci m6jh&@,u,~ilan natu peut Btre prçférobie. II est cependant néct
de mettre elrk+$ .$$$nt ‘une technique de caractérisation des propriétés
dynamiqueq “d& S@I$&&S fn ~MU, et il nous semble fondamental d’inciter d’
rechcrcJ& sur & $#nk
._ iii..
Reçu pouf publication en mars 197:
-i-
.‘--
-.-..
.
.<I
Summary
Fiel4 defcrmination of fhe hydruulic charodcrisfics of an unsafuraled &l
Application on hvo typical saiks of Rcpublic of Sentgai
wifh an example fo fhe calculailon of fhe waler baiancr
This paptr de& with pradicai appiicafion of two mtthods ostd to dcitrmine on the fiei
unsafurattd soi1 hydraulic charactcristics. The fi& mcthod, calltd a interna{ drainage mtthoc
bastd on Ihr monitoring of drainage of a soil profile, following a constant htad infilfration.
?? vaporation from rhc soit surface is prevtnttd. thc seqnd mcthod. called a natural balance mtih
ir based on the monitoring of change ofwattr storage in thr soi1 undcr natural cvaporafion ond p<
lotion. For both methods it ir ntcessary to ust simultantously neutron prok and tcnsiomttert mta:
mtntr. Thtse mtfhods have betn appiicd with success on two typical soils ai Rcpubiic of Scntgc
dune sand and o loess type sand. In fhe last part of thc papcr. an exampie showing tha inttre
knowing !ht soi1 hydmulic condueivity and thc soi1 water prtssure is dtrrloped. The deep drair
is :ompuitd for a pcrioa’ of 18 months including two rain seawns. It is r5own :hat >p to 32 p.
of the total rainfail cari recharge tht soi{ reservoir btlow a depth oi 1 SQ cm, for the ccre of bart
Zusammenfassung
Me!hoden für d i e wasserdynamische kfimmung eines ungesüffigien Bodcns i n s
Anwendung auf zwci scnegalische Bodcnarfen zur 8egri;isbtsfimmung
dcr Wasserbilanzvcrhaltnisse
Es werden zwti Mcthodcn für die Bestimmung der wasserdynamischen Eigcnxhaften cines un2
Gitfigten Szdens durch dirrktc Messung in situ baxhrieben. Die ersie. sogtnnanntt Q innerlic
Entw6sserung U. bcneht aus der rtgeindssigen Beobachtong dtr Bodçntrocknung nach dtr Venick
rung einer gewisse Warermenge ohnt Verdunstung an dtr Bodenoberf(2che. Oit zwtitc .Mc!hoc
sogenantr a Bilanz U, bcsteht aus der acobachtung der Verendtrungtn der Bodenwasurrtscp
wdhrend der natürlichen Verdunstungrpcriode
nach- einer durch Aegtn btwirkten Durchfeuchtuc
Die rwei Mclhoden beruhen auf dem gicichttitigen Einsatr eintr Neutronensonde und einer Rtlr