Géologie 19

Nous noterons également l’existence des phénomènes de transport et de dépôt des cendres volcaniques. Ces cendres peuvent rester dans l’atmosphère durant plusieurs années et retomber dans le monde entier ( Krakatoa 1883) . au cours de l’éruption du volcan mexicain El Chicon, 500 millions tonnes de poussières, 17 millions tonnes de Soufre, plusieurs millions de tonnes d’azote furent libérées dans l’atmosphère, ce qui rendit l’hiver suivant particulièrement rigoureux sur le continent américain. Ces phénomènes ont eu une fréquence importante durant les ères géologiques .Ex : dépôts de cendres volcaniques sur les rives du lac Chambon dans le massif central.

L’EAU

Bilan hydrique général

Le schéma qui suit présente de façon simple le bilan hydrique de la surface terrestre.

 

On y voit que moins de 7% de l'eau du cycle total est disponible pour modeler les continents par ruissellement( eaux de surface), mais il s'agit d'un agent très efficace.

L’eau comme facteur géologique externe

Les grands réservoirs d'eau douce sont sur les continents: aquifères, glaciers, lacs et rivières. Ces réservoirs sont approvisionnés par l'évaporation de l'eau des océans avec transition par l'atmosphère. A cette eau douce, on peut ajouter la quantité minime stockée dans les organismes. On sépare généralement:

-les eaux de surface: ruissellement diffus, cours d'eau, lacs, océans

-eaux souterraines

-sols

-aquifères

Les eaux de surface peuvent être réparties en 2 ensembles:

- les eaux courantes se déplaçant par écoulement sur le sol

- les eaux non courantes animés de mouvements d'oscillation ou de courants internes; selon la taille et la salinité on parlera de lacs, de mers ou d'océans.

Glaciers: 25 1015 m3

Eaux souterraines: 8,4 1015 m3

Lacs et rivières: 0,2 1015 m3

Organismes: 0,0006 1015 m3

TOTAL: 33,6 1015 m3

Premières distinctions hydrologiques

De par la diversité de ses formes, on ne peut plus aujourd'hui parler d'un seul type d'écoulement mais bien des écoulements. On distingue dans un premier temps deux grands types d'écoulements, à savoir : les écoulements « rapides » et par opposition, les écoulements souterrains qualifiés de « lents » qui représentent la part infiltrée de l'eau de pluie transitant lentement dans les nappes vers les exutoires. Les écoulements qui gagnent rapidement les exutoires pour constituer les crues se subdivisent en écoulement de surface et écoulement de subsurface :

• L'écoulement de surface ou ruissellement est constitué par la frange d'eau qui, après une averse, s'écoule plus ou moins librement à la surface des sols. L'importance de l'écoulement superficiel dépend de l'intensité des précipitations et de leur capacité à saturer rapidement les premiers centimètres du sol, avant que l'infiltration et la percolation, phénomènes plus lents, soient prépondérants.

• L'écoulement de subsurface ou écoulement hypodermique comprend la contribution des horizons de surface partiellement ou totalement saturés en eau ou celle des nappes perchées temporairement au-dessus des horizons argileux. Ces éléments de subsurface ont une capacité de vidange plus lente que l'écoulement superficiel, mais plus rapide que l'écoulement différé des nappes profondes.

A cet ensemble de processus peut encore s'ajouter l'écoulement dû à la fonte des neiges.

Ecoulement de surface

Après interception éventuelle par la végétation, il y a partage de la pluie disponible au niveau de la surface du sol :

• en eau qui s'infiltre et qui contribue, par un écoulement plus lent à travers les couches de sol, à la recharge de la nappe et au débit de base,

• et en ruissellement de surface dès que l'intensité des pluies dépasse la capacité d'infiltration du sol (elle-même variable, entre autre selon l'humidité du sol). Cet écoulement de surface, où l'excès d'eau s'écoule par gravité le long des pentes, forme l'essentiel de l'écoulement rapide de crue.

L'écoulement par dépassement de la capacité d'infiltration du sol (écoulement Hortonien) est considéré comme pertinent pour expliquer la réponse hydrologique des bassins en climats semi-arides ainsi que lors de conditions de fortes intensités pluviométriques. Il est généralement admis que même des sols naturels présentant une conductivité hydraulique élevée en climats tempérés et humides peuvent avoir une capacité d'infiltration inférieure aux intensités maximales des précipitations enregistrées.

Cependant des crues sont fréquemment observées pour des pluies d'intensité inférieure à la capacité d'infiltration des sols. Dans ce cas, d'autres processus tel que l'écoulement sur des surfaces saturées en eau, permettent d'expliquer la formation des écoulements. Des zones de sol peuvent être saturées soit par contribution de l'eau de subsurface restituée par exfiltration (d'une nappe perchée par exemple), soit par contribution directe des précipitations tombant sur ces surfaces saturées.

Il existe ainsi deux modes principaux d'écoulement de surface qui peuvent se combiner (cf. chapitre 10) :

• l'écoulement par dépassement de la capacité d'infiltration (écoulement hortonien),

• l'écoulement sur surfaces saturées.

Ecoulement de subsurface

Une partie des précipitations infiltrée chemine quasi horizontalement dans les couches supérieures du sol pour réapparaître à l'air libre, à la rencontre d'un chenal d'écoulement. Cette eau qui peut contribuer rapidement au gonflement de la crue est désignée sous le terme d'écoulement de subsurface (aussi appelé, dans le passé, écoulement hypodermique ou retardé). L'importance de la fraction du débit total qui emprunte la voie subsuperficielle dépend essentiellement de la structure du sol. La présence d'une couche relativement imperméable à faible profondeur favorise ce genre d'écoulement. Les caractéristiques du sol déterminent l'importance de l'écoulement hypodermique qui peut être important. Cet écoulement tend à ralentir le cheminement de l'eau et à allonger la durée de l'hydrogramme.

Ecoulement souterrain

Lorsque la zone d'aération du sol contient une humidité suffisante pour permettre la percolation profonde de l'eau, une fraction des précipitations atteint la nappe phréatique. L'importance de cet apport dépend de la structure et de la géologie du sous-sol ainsi que du volume d'eau précipité. L'eau va transiter à travers l'aquifère à une vitesse de quelques mètres par jour à quelques millimètres par an avant de rejoindre le cours d'eau. Cet écoulement, en provenance de la nappe phréatique, est appelé écoulement de base ou écoulement souterrain. A cause des faibles vitesses de l'eau dans le sous-sol, l'écoulement de base n'intervient que pour une faible part dans l'écoulement de crue. De plus, il ne peut pas être toujours relié au même événement pluvieux que l'écoulement de surface et provient généralement des pluies antécédentes. L'écoulement de base assure en générale le débit des rivières en l'absence de précipitations et soutient les débits d'étiage (l'écoulement souterrain des régions karstiques fait exception à cette règle).

Ecoulement du à la fonte des neiges

L'écoulement par fonte de neige ou de glace domine en règle générale l'hydrologie des régions de montagne ainsi que celles des glaciers ou celles des climats tempérés froids. Le processus de fonte des neiges provoque la remontée des nappes ainsi que la saturation du sol. Selon les cas, il peut contribuer de manière significative à l'écoulement des eaux de surface. Une crue provoquée par la fonte des neiges dépendra : de l'équivalent en eau de la couverture neigeuse ; du taux et du régime de fonte et finalement des caractéristiques de la neige.

Bilan d’écoulement

L'écoulement total Et représente la quantité d'eau qui s'écoule chaque année à l'exutoire d'un bassin versant considéré. L'écoulement est la somme des différents termes : écoulement superficiel Es, écoulement hypodermique Eh et écoulement de base (ou écoulement souterrain) Eb qui résulte de la vidange des nappes. L'écoulement total s'exprime ainsi :

Les effets de l’écoulement de surface

Le ruissellement en terrain homogène

RAVINEMENT

En terrain argileux, marneux ou schisteux, après une forte pluie, les eaux empruntent les fissures généralement dues à la dessiccation, les élargissent progressivement en rigoles, puis en chenaux parallèles qui vont fusionner par écroulement des crêtes qui les séparent. En même temps, la tête des chenaux recule ( érosion régressive ), entraînant une masse toujours plus importante de terre végétale.

Ces problèmes peuvent devenir catastrophiques : désertification ( Bad lands brésiliens), terres noires du bassin de la Durance

Ils sont également favorisés en terrains agricoles par les pratiques de culture intensive. Ou après déforestation.

 

 

 

LAPIEZ

Dans les régions calcaires, certains plateaux sont creusés de profonds sillons ; ce sont des lapiez ou lapiaz. Les eaux de ruissellement ont attaqué le calcaire de deux façons , en l’usant, mais aussi en le dissolvant.

Le désert de Platé en haute Savoie est un immense lapiaz.

Le ruissellement en terrain hétérogène

Les eaux de ruissellement ont alors tendance à évacuer les matériaux les plus fins , les plus meubles ou les plus solubles pour laisser en saillie les parties les plus résistantes ou insolubles.

CHEMINEES DE FEES ( Demoiselles coiffées)

Apparaissent surtout dans des dépôts morainiques ou volcaniques à forte hétérométrie , où l’argile, les cendres et le gravier empâtent des blocs de plusieurs tonnes. L’érosion se fait par ruissellement des eaux de pluie, de manière linéaire.

Les eaux sauvages effritent et détruisent les crêtes , mais, sous les roches, l’argile est devenue plus compacte par le poids énorme qu’elle supporte , et par cimentation à partir d’évaporations salines.

Ainsi, au fur et à mesure que les crêtes s’abaissent, des colonnes subsistent à l’aplomb de chacun des gros blocs qui les coiffent.

 

 

CHAOS

Dans les régions granitiques, les chaos sont dus à l’entraînement de l’arène, ce qui dégage les boules de granit non altéré.

Un massif granitique est toujours découpé en blocs parallélépipédiques par des fissures appelées diaclases. Celles-ci forment un réseau plus ou moins dense, étant disposées selon trois directions perpendiculaires.

Ces diaclases n’existent généralement que dans la partie superficielle du massif.

Elles ont cependant un rôle considérable dans la dégradation : elles permettent à l’eau de s’infiltrer et constituent des "zones de faiblesses" à partir desquelles va se réaliser la dégradation. Les eaux de pluies, plus ou moins chargées de dioxyde de carbone, s’infiltrent dans les diaclases et altèrent le granite.

Cette altération, qui se traduit par une désagrégation de la roche, est en fait une transformation chimique de certains minéraux du granite.

Il perd ainsi sa cohésion naturelle et se transforme en sable grossier, l’arène granitique composée de grains de quartz (inaltérables), de cristaux de feldspaths altérés, de paillettes d’argile (silicate d’alumine hydraté) et de constituants solubles.

Les produits de l’altération sont entraînés à l’état solide ou dissous par les eaux de ruissellement. Il reste un chaos de blocs de granite.

1) Altération du substrat granitique, formation de l’arène

 

L' arène retient ainsi l'eau comme une éponge au contact du bloc permettant à l'arénisation de progresser vers le bas à une vitesse variant de 1 mm à 300 mm pour 1000 ans selon le climat (action favorisée en climat chaud et humide).

Le bloc ainsi se dégrade progressivement de manière centripète par une série d'écailles concentriques en pelures d'oignon. Les plus petits disparaissent , les plus gros s'arrondissent, s'isolant dans la matrice arénacée.

 

 

 

2) La seconde étape de la formation d'un chaos correspond au transport des blocs et des boules de granite dans l' arène granitique.

Sur un versant légèrement incliné, (30° au maximum) l'équilibre entre les blocs peut être rompu, surtout si le couvert végétal est insuffisant et l'atmosphère humide : les arènes granitiques sont alors déstabilisées et elles glissent en masse vers le fond de la vallée où elles s'empilent. C'est le phénomène de solifluxion.

La dernière étape de la formation d'un chaos correspond au déblaiement de l' arène granitique.

Dans la vallée où se sont accumulées les boules lors de leur chute, la rivière déblaie les arènes notamment lors des périodes de crues, dégageant les boules qui peuvent alors apparaître empilées les unes sur les autres parfois de manière très instable créant des rochers branlants ou "merveilles" locales.

Sur le plateau apparaissent quelques blocs plus ou moins dégagés appelés "dos de baleine" qui subissent une érosion très lente due en priorité au rythme gel/dégel et hydratation/dessication dégageant de petites écailles millimétriques à centimétriques.

Massif central, Pyrénées occidentales, mais aussi chaos de gré à Fontainebleau

( le gré est dégagé du sable où il était enfoui.).

EDIFICES VOLCANIQUES

C’est encore le ruissellement qui contribue à dégager les édifices volcaniques

- Anciennes cheminées ou necks

- Murailles de lave ou dykes.

L’on peut encore mentionner les PAYSAGES RUINIFORMES prenant naissance dans des terrains hétérogènes au point de vue de la solubilité des roches mères ( calcaires dolomitiques : persistance de la dolomie moins soluble) ou point de vue de leur dureté ( Monument Valley en Arizona).

Cours d'eau et hydrologie  

1. NOTIONS D’HYDRODYNAMIQUE

1.1 Définition du débit

Le débit d'un cours d'eau est le volume d'eau écoulé en une seconde par ce cours d'eau.

Son unité est le m3/s ou le l/s, pour les débits les plus faibles.

Le débit spécifique Q' est le débit de 1 km² de bassin versant :

Il s'exprime en l/s/km² ou en mm/j.

1.2 Mesure du débit

Une station de jaugeage peut être définie comme l'ensemble des dispositifs utilisés en un point d'un cours d'eau pour permettre d'en déterminer le débit à tout instant à partir du repérage du niveau de l'eau à un limnimètre ou à partir de l'enregistrement limnigraphique des variations du niveau comptées depuis une origine quelconque repérée sur le limnimètre.

La correspondance entre les cotes de ce plan d'eau et les débits est établie grâce à des jaugeages effectués par une des méthodes indiquées par ailleurs. Ces jaugeages associant hauteur d'eau et débit, il devient possible de trouver la relation liant le débit Q à la hauteur d'eau h de l'échelle.

En reportant sur un papier orthonormé les valeurs correspondantes de Q et de h, on voit les différents jaugeages s'organiser en un nuage plus ou moins effilé, et l'on peut tracer sur le graphique la courbe de tarage, expression de la fonction Q = f (h).

La courbe de tarage Q(h) d'une station résulte des caractéristiques hydrauliques et topographiques de la rivière aux abords de la station. On qualifie de naturelles les sections de contrôle où l'écoulement se produit dans un lit non modifié par l'homme. Toutefois, celui-ci est parfois conduit à aménager le lit pour obtenir les qualités requises par une bonne station de jaugeage. Le déversoir remplit cette fonction. Le principe de mesure consiste à déduire le débit de l'épaisseur de la lame liquide s'écoulant au-dessus du déversoir, placé en travers de l'écoulement.

Le déversoir compte parmi les plus simples et les plus anciens appareils de mesure du débit. Généralement, la hauteur est maintenue stable grâce à une crête perpendiculaire à l'écoulement. Selon la géométrie du déversoir, la relation mathématique entre hauteur mesurée et débit varie.

Divers types de déversoirs sont d'usage très courant, tels le déversoir triangulaire, le déversoir rectangulaire et le déversoir trapézoïdal.

Les données tirées de ces déversoirs sont sûres à condition que l'écoulement qui se produit en aval de la crête permette à l'air de s'infiltrer sous la nappe d'eau, sans quoi l'écoulement tend à augmenter par appel au vide.

 

 

1.3 Mesure des hauteurs d’eau

Le limnimètre

Le limnimètre est l'élément de base des dispositifs de lecture et d'enregistrement du niveau de l'eau : il est constitué le plus souvent par une échelle limnimétrique verticale ou inclinée placée près de la prise d'eau du limnigraphe sur laquelle on lit le niveau de l'eau lors des jaugeages.

Le zéro de l'échelle limnimétrique doit être placé au-dessous des plus basses eaux possibles dans les conditions de creusement maximum du lit dans la section de contrôle, et ce pour ne pas avoir de cotes négatives.

Le limnigraphe

Le limnigraphe est un appareil de mesure des hauteurs d'eau qui permet leur enregistrement en continu.

Le limnigraphe "Richard" comprend un flotteur (1) qui par jeu de poulies réducteur de course (2) entraîne un stylet encré (3) devant un tambour (4) tournant sur lui-même en 1, 7, 14 ou 28 jours. Il est calé sur le 0 de l'échelle.

Il existe d'autres sortes de limnigraphes :

pneumatiques encore appelés "bulle à bulle"

à sonde de pression piézo-électrique

à ultrasons

1.4 Les méthodes de jaugeage

Le jaugeage capacitif

La méthode la plus précise sur les faibles débits est la mesure dite "à capacité". Nécessitant au plus deux opérateurs, un récipient et un chronomètre, elle s'applique à un flux faible et canalisé (RH, BH et RUZS). La méthode consiste à mesurer le temps que met le récipient, de volume connu, à se remplir de l'eau coulant du déversoir.

La formule Qc = V/T (où V est le volume du seau en litres et T le temps en secondes mis pour le remplir) donne le débit (en l/s). L'erreur de mesure est faible avec ce système et peut être estimée en fonction de l'imprécision sur le temps de remplissage et le volume du seau.

Le jaugeage chimique

Sur les seuils jaugeurs plus importants, la méthode employée est celle du jaugeage chimique. Elle consiste à injecter en une section A d'un cours d'eau, une solution de concentration c connue, puis à doser l'évolution de la concentration en cette solution dans une section avale B. On en déduit alors le débit.

Dans ce cas , le traceur utilisé peut être le chlorure de sodium NaCl, qui s'applique bien aux petits débits. Le principe repose sur la hausse de la conductivité électrique de l'eau avec l'ajout de chlorure de sodium. Une quantité de sel est donc introduite dans l'écoulement, en amont d'une sonde conductimétrique qui indique alors une hausse de conductivité soudaine au passage de l'eau salée. On procède à des mesures avant et pendant l'injection, toutes les 10 s jusqu'au retour à la conductivité initiale.

Le débit est donné par la formule:

 

 

 

M = masse de NaCl

Ci = concentration à la station de mesure

D t = pas de temps

C0 = concentration initiale

k = caractéristique du procédé et du matériel utilisé

Le sel doit être préalablement dilué, car des problèmes peuvent se poser dans le cas de l'eau froide qui dissout mal les cristaux de sel. Ce jaugeage suppose aussi un régime permanent de la rivière, une conservation de la masse du traceur et un bon mélange.

Le jaugeage chimique au sel permet également de calculer le temps de passage en secondes et la vitesse d'écoulement en m/s. La vitesse est donnée par la formule V = L / T où L est la distance amont-aval en mètres et T le temps de passage.

1.5 Débit maximum le plus fréquent

Ce n’est pas le débit moyen d’un cours d’eau qui détermine son activité géologique mais bien sont débit maximum le plus fréquent .

Lors de la crue exceptionnelle de la Garonne en 1930, de la Tech, en 1940,…

L’érosion et la sédimentation ont été plus active durant quelques heures qu’au long du demi siècle qui les a précédées.

1.6 Ordres de grandeur des débits

• Le Rhin transite à la frontière franco-allemande un débit moyen annuel de : 1 240 m3/sec.

• Le débit de la Meuse varie de 20m3/sec à 3.000m3/ sec à la centrale hydroélectrique d’Ampsin-Neuville.

• Débit moyen de la Haute Meuse (à la confluence avec la Sambre, période de 20 ans : 1981- 1999) : 188 m³/sec.

• Quelques chiffres

Cours d’eau      Site             Débit maximum m3/s    Débit minimum m3/s        Ratio

Loire              Roanne          9000                             35                                     260

Garonne        Toulouse         6000                             36                                     167

Rhone            Lyon              7000                              150                                   47

Seine             Paris              2500                              48                                     52

Rhin              Strasbourg      5690                              150                                   38

Meuse           Sedan             700                                13                                     54

Congo          Kinshasa          90000                             23000                               3.91

                   Kinsangani       19800                             5050                                 3.92

                   Ubundu            18100                             4850                                 3.73

• Amazone : 70 000 m3/s à 212 000 m3/s

• Volga : débit moyen : 8000 m³/s

• Ienissei / Angara : 20 000 m3/s de débit moyen

• Nil : débit moyen 3000 m³/s

• Gange : Débit : 200 m3 / s à 6000 m3 / s pendant la mousson

• Danube : 18 000 m3 / s en moyenne

• Orénoque : débit moyen 150 000 m3/s

1.7 Le débit solide

Masse des matières solides traversant une section donnée d’un cours d’eau par unité de temps ( ex : 40 kg/sec pour le Rhône ). Il peut également s’exprimer en m3/sec

Commentaires

• Trois types de matériaux sont véhiculés par les cours d’eau : des matières en solution, des matières en suspension et des matériaux de fond. Ces matériaux obéissent à des lois de transport différentes.

• On notera la distinction entre débit solide et charge (voir ce terme) : le débit solide correspond à un flux de matière au cours de l’unité de temps alors que la charge correspond à une teneur en matière.Ainsi c’est sur la base de mesures de charge et de débit d’eau que le débit solide est calculé.

• Les solutés ne sont pas pris en compte dans les débits solides.

• La charge de fond ou en matériaux de fond correspond aux matériaux résidant sur le fond du cours d’eau (sables, galets…) qui, à l’occasion de phénomènes hydrologiques importants (crue, chasse de barrage…), sont susceptibles d’être entraînés par les eaux. On parle aussi de " charriage de fond . Pour les lacs et plans d’eau, les sédiments du fond ne font pas partie de la charge de fond dans la mesure où ils ne sont pas susceptibles de transport par les eaux courantes.

• Bien qu’en théorie le débit solide soit celui de la totalité des matériaux solides (en suspension et de fond), transitant par la section, on appelle le plus souvent " débit solide " le débit des matériaux en suspension et en solution uniquement. Cela est du aux difficultés d’estimer le charriage de fond et aussi, dans la majorité des cas, à sa faible importance supposée au regard du débit solide en suspension.

• Le débit solide en suspension est calculé à partir du débit liquide instantané traversant la section multiplié par la masse solide en suspension par unité de volume. Il est exprimé en gramme (ou kg) par seconde. On utilise la plupart du temps une concentration moyenne de matières en suspension établie à partir d’un échantillonnage des eaux traversant la section. Cet échantillonnage se fait souvent sur les mêmes verticales de mesure que les mesures de vitesses. Les techniques de prélèvements et de mesure des matières en suspension (filtration, précipitation ou mesures optiques) influencent les résultats.

• Le débit solide d’un cours d’eau a été utilisé parfois pour estimer l’érosion de son bassin. Cette méthode est à prohiber car sujette à trop d’approximations. Le débit solide issu d’un bassin ne correspond qu’au surplus de l’érosion sur la sédimentation dans le bassin, et particulièrement dans le lit même du cours d’eau, pendant la période de référence, et non à la totalité de l'érosion. On utilise plus couramment l’apport en sédiment d’un cours d’eau pour estimer la vitesse de colmatage d’une retenue ou d’un lac.

 

 

1.8 La capacité

C’est le débit solide maximum, la charge maxima que peut transporter un cours d’eau en un point donné par unité de surface et pendant l’unité de temps.

Ex : 10 gr par mètre carré et par seconde.

La capacité est fonction de la vitesse de l'eau, du débit et des caractéristiques de la section (forme, rugosité, etc.).

1.9 La compétence

". La " compétence " d’un cours d’eau est la masse qu’en un lieu donné une rivière est capable de transporter. Des traceurs ou des trappes à sédiments peuvent être utilisé pour estimer cette charge mais sa mesure rigoureuse est très difficile. Plus la taille des sédiments transportés est importante, plus grande est la compétence de la rivière.

Ex : 200 gr

1.10 Energie d’un cours d’eau

Elle quantifie la potentialité d’érosion d’un cours d’eau.

C’est une valeur proportionnelle au carré de la vitesse et au débit du cours d’eau.

Il s’agit d’une énergie cinétique : E = m.v2/2 susceptible d’être dissipée lors du parcours d’une dénivellation. Cette énergie cinétique est d’ailleurs reliée à la dénivellation comme suit :

Epot = m.g.h, après parcourt de la dénivellation, on a : m.v2/2= m.g.h

Et par suite, on tire : v2 = 2.g.h

Il est évident que la totalité de l’énergie cinétique n’est pas utilisée pour l’érosion.

1.11 Vitesse d’écoulement

Théoriquement, la vitesse d’écoulement devrait évoluer comme dans un mouvement uniformément accéléré, mais interviennent un coefficient de rugosité C, le rayon hydraulique R ( quotient de la section mouillée par son périmètre) et enfin la pente I :

V = C . (R.I)1/2

La vitesse n’est pas égale en tous les points de la section considérée

- maximale un peu en dessous de la surface, sur l’axe d’écoulement

- Minimale sur le fond et près des berges.

Lorsque le débit reste constant et que la paroi mouillée diminue, la vitesse augmente tandis que la pression diminue ( paradoxe de Venturi).

Cette brusque diminution peut entraîner un phénomène de cavitation responsable de l’implosion et l’arrachement de roches aux parois.

1.12 Régimes d’écoulement

Deux types :

- L’écoulement laminaire : tranquille en nappes parallèles donnant des surfaces lisses.

- L’écoulement turbulent : Lorsque les filets fluides s’entrecroisent et qu’apparaissent des tourbillons.

Le nombre de Reynolds (sans unité) permet de déterminer si un écoulement est laminaire ou turbulent

 

r : masse volumique du fluide (kgm-3) ; v : vitesse moyenne(ms-1),

D : diamètre de la conduite (m) h = viscosité dynamique du fluide (Pa s)

Re < 2000 écoulement laminaire

Re > 3000 écoulement turbulent

L’établissement d’un régime turbulent est notamment facilité par la présence d’obstacles comme les piles des ponts, l’affouillement du lit qui en résulte peut provoquer des catastrophes ( écroulement des ponts).

La turbulence permet de dissiper l'énergie cinétique plus efficacement qu'un écoulement laminaire.

1.13 Remarques finales

- La capacité et la compétence sont fonction du régime et de la vitesse d’écoulement.

- Les substances insolubles peuvent être transportées par flottaison si leur densité est inférieure à 1 , par suspension dans la masse liquide, par roulement, saltation ou glissement au voisinage du fond.

1.14 Sédimentation

L’eau des cours d’eau est une suspension

Une suspension se compose :

• D'un liquide dans lequel les particules baignent : masse volumique r1 et viscosité m

• De particules solides en suspension : masse volumique r2 et de diamètre apparent (on assimile la particule à une sphère) D.

 

Ces particules sont donc soumises à une force résultante Fr, résultant

• Du poids : P = m.g = V.r2.g

• Force d'Archimède : Fa = V.r1.g

avec V le volume d'une particule: Fr = V(r2-r1)*g.

De par cette force, les particules se mettent en mouvement (elles subissent une accélération). À mesure que la vitesse augmente, une nouvelle force appelée « traînée » et notée Ff apparaît. Elle s'oppose au mouvement. Lorsque Fr+Ff = 0, la vitesse se stabilise : c'est la vitesse de sédimentation Vs.

La loi de Stokes donne cette vitesse Vs et soit :

• D le diamètre apparent de la particule en décantation, (son volume V est 1/6 D3 )

• µ: viscosité du fluide

• g : accélération de la pesanteur

v = 2 /9 . [( r1 - r2 ).g *D² ] / µ

Le terme : 2 /9 . [( r1 - r2 ). g ] / µ est constant: c'est la constante de Stokes notée C. La formule peut donc plus simplement s'écrire v = C . r2

La loi de Stokes est valide pour des particules sphériques dont la taille n'excède pas 0,1 mm. En première approximation, elle est appliquée à toute particule sédimentaire de petite taille (sable fin, limon, argile).

En fonction de la vitesse du courant et de la dimension des particules, Hjulström a établi un diagramme délimitant les trois domaines de la géodynamique externe :

Erosion, transport, sédimentation.

 

 

D’après la formule de Stokes, on voit que d’autres facteurs interviennent :

- La viscosité du fluide : cette valeur varie avec la température, par conséquent, la vitesse de sédimentation varie avec le climat ( clarté des mers chaudes ).

- La masse volumique : Influencée par la charge soluble et solide ( forte capacités de transports des courants de boue).

Enfin, il ne faut pas négliger le transport soluble qui, en climat tempéré, peut être plus important que la charge solide

 

 

3 votes. Moyenne 5.00 sur 5.

Commentaires (1)

1. hyd20 02/04/2016

Merci pour ce document.

Ajouter un commentaire
Code incorrect ! Essayez à nouveau

Date de dernière mise à jour : 05/10/2012