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Considérations générales sur la modélisation hydrologique.

Classification des modèles hydrologiques.

D’une façon très globale, les modèles hydrologiques peuvent être divisés en deux catégories :
Les modèles physiques et les modèles abstraits.
Parmi les modèles physiques nous retrouverons les modèles réduits (maquette), utilisés pour la représentation des systèmes à une échelle réduite équivalente ; et les modèles analogues qui utilisent d’autres systèmes physiques possédant des caractéristiques similaires au système original.
Les modèles abstraits représentent le système sous sa forme mathématique. Dans ce cas, l’opération du système est décrite à travers un ensemble d’équations liant les variables d’entrée et de sortie. Ces variables sont généralement des fonctions de l’espace et du temps ; Les variables d’entrée et de sortie peuvent être soit probabilistes (ou stochastiques), soit déterministes définissant des modèles ayant les mêmes caractéristiques.
Les variables probabilistes ou stochastiques correspondent à des variables qui n’ont pas une valeur fixe dans un intervalle d’espace ou/et de temps ; mais qui peuvent, au contraire, être décrites par une distribution probabiliste. Un exemple typique de variable stochastique correspond à la pluie, une variable très aléatoire dans l’espace et dans le temps.
Dans le cas des modèles déterministes, la sortie du système dépend uniquement des variables d’entrée, même si elles sont aléatoires, c’est-à-dire que l’entrée produira toujours une même sortie. En général, nous pouvons dire que les modèles déterministes font des pronostics, tandis que les modèles stochastiques font des prédictions.
Pour développer un modèle, Chow (1988) propose trois bases de décision : Connaît-on le fonctionnement interne du système ? Va-t-il varier dans l’espace ? Sera-t-il constant dans le temps ? Un modèle peut être alors placé dans un arbre en fonction des réponses données à ces questions (Figure 1-2)
Le premier niveau de l’arbre considère l’aspect aléatoire des variables qui intègrent le modèle. Le choix d’un des deux types de modèle découle essentiellement des objectifs spécifiques de l’étude et des connaissances acquises sur le milieu. Un modèle déterministe est recommandé si la variabilité des sorties du modèle est faible en comparaison de celle des facteurs connus.
Au deuxième niveau de l’arbre le modélisateur doit choisir un mode de représentation de la variabilité spatiale. Un phénomène hydrologique varie normalement dans les trois dimensions, mais la prise en compte de toutes ces variations peut amener au développement de modèles très complexes difficiles à appliquer dans la pratique. Dans les modèles non-distribués et semi-distribués le système est spatialement moyenné ou représenté juste comme un point dans l’espace sans dimensions. Par contre, un modèle distribué considère les processus hydrologiques en plusieurs points dans l’espace et les variables du modèle sont fonction de la dimension spatiale. La classification des modèles stochastiques comme « indépendants de l’espace » ou « dépendants de l’espace » exprime le fait de prendre ou non en compte l’influence réciproque des variables stochastiques définies en plusieurs points de l’espace.
Finalement, le troisième niveau considère la variabilité dans le temps du modèle. Un modèle déterministe négligeant les variations dans le temps des variables d’entrée et a fortiori de sortie décrit un « régime permanent ». Les modèles stochastiques eux, ont toujours une sortie variable dans le temps. Un modèle stochastique « indépendant du temps » néglige l’interdépendance temporelle des événements hydrologiques.
Dans la section suivante nous présentons une description assez détaillée de quelques types de modèles déterministes, qui présentent un intérêt particulier dans le cadre de cette thèse compte tenu du type des données acquises in-situ aux stations hydrométriques et des objectifs de recherche sous-jacents –analyse du comportement du bassin comme système, estimation des caractéristiques physiques de ce système, etc.-

L’analyse hydrologique.

Dans cette section nous allons présenter les caractéristiques principales de deux familles de modèles, déterministes, très souvent utilisés pour l’analyse du comportement hydrologique des bassins versants : les modèles pluie/débit et les modèles d’écoulement de surface.

Les modèles pluie/débit.

Ce type de modèles tente de représenter la partie du cycle hydrologique qui concerne l’occurrence d’une précipitation et sa transformation en ruissellement ; ceci inclut en principe la représentation de la précipitation, des pertes par interception, de l’évapotranspiration, de l’infiltration dans le sol, des écoulements en surface, en sub-surface et dans les nappes souterraines. Ils permettent de simuler le débit des rivières à partir de l’observation des pluies tombées sur le bassin versant. Les objectifs de ce type de modélisation sont variés et on peut notamment citer : la simulation et la prévision des débits en temps réel dans les cours d’eau, la pré détermination des débits de crue ou d’étiage ; ainsi que la détermination des conséquences d’aménagements anthropiques (barrages, occupation des sols, etc.) sur l’hydrologie des rivières. A ce jour, un grand nombre de modèles hydrologiques, qui intègrent partie ou totalité des processus assurant la transformation de la pluie en écoulement selon des formulations empiriques, semi empiriques ou à base physiques, ont été développés. La grande diversité des modèles développés reflète la diversité des approches que l’on peut emprunter pour modéliser le comportement d’un bassin versant en particulier, selon les objectifs posés pour la modélisation, les connaissances acquises sur le milieu et les données disponibles.
Comme évoqué précédemment, les modèles pluie/débit peuvent être classés en fonction des critères de sous division spatiale retenus pour la représentation du bassin versant (Figure 1-2)
x Non-distribué : Tout le bassin est représenté par une précipitation moyenne et les processus hydrologiques par des variables concentrées dans l’espace. Ce type de structure est normalement utilisé pour des petits bassins où la distribution spatiale des paramètres et variables sera toujours cohérente par rapport aux résultats attendus.
x Semi distribué : Cette structure permet la division du bassin versant par sous bassins en fonction du drainage principal de celui-ci. Ce type de sous division est basée sur la disponibilité des données, zone d’intérêt, et la variabilité des paramètres physiques du bassin.
x Distribué : Ici la discrétisation est réalisée sous des formes géométriques (mailles carrées, rectangulaires…), chaque variable d’entrée et chaque processus est défini et calculé au sein de la maille.
De façon générale, les variables d’entrée du modèle sont souvent des mesures de la pluie (P) et des estimations de l’évapotranspiration potentielle (ETP). Les variables de sortie sont les débits (Q). Le modèle dépend de variables d’état qui traduisent les caractéristiques du système modélisé (par exemple le taux de saturation en eau du sol, la profondeur de sol, la pente, etc.) et des paramètres représentant des caractéristiques du bassin qui n’ont pas toujours d’interprétation physique (Miossec, 2004).
La valeur des paramètres est estimée empiriquement par optimisation d’une fonction objectif qui, par exemple, peut chercher à minimiser l’erreur quadratique entre les valeurs des débits estimés et les débits mesurés. Cette étape est normalement connue sous le nom de calage des paramètres. Une fois les paramètres calés, une étape de validation est nécessaire pour évaluer les performances du modèle sur un jeu de données qui n’a pas été utilisé pour le calage.

Classification des modèles déterministes pluie/débit.

Comme nous l’avons présenté, les modèles pluie/débit peuvent être classés en fonction de la discrétisation du bassin considéré : Non-distribué, semi-distribué et distribué. Cependant, il existe aussi une classification en fonction de la conceptualisation des formulations prises en compte, ainsi, les modèles peuvent être classés comme :
x Empiriques : Ici, les modèles tentent de reproduire le fonctionnement observé des bassins versants en faisant abstraction dans cette évaluation de notre connaissance théorique a priori des phénomènes physiques en jeu.
x Conceptuels : Ces modèles utilisent l’équation de continuité associée à une ou plusieurs équations empiriques mettant en rapport des variables et paramètres des processus. De façon générale, les modèles conceptuels représentent les effets de stockage et introduisent des équations empiriques pour la représentation des effets dynamiques.
x Mécanistes : Les formulations adoptées pour décrire les processus sont basées sur les équations de continuité et dynamique pour reproduire le fonctionnement d’un bassin versant et cherche à intégrer la description exhaustive de tous les processus physiques participant à la transformation de la pluie en ruissellement. C’est le cas par exemple du modèle MIKE SHE (DHI Water and Environment). Ces modèles sont complexes, nécessitent une connaissance importante du milieu et une grande quantité de données est nécessaire pour leur calibration et validation.
Les modèles pluie/débit peuvent aussi être classés selon l’utilisation et les objectifs pour lesquels ils ont été conçus (Tucci, 1998). Dans ce cadre nous trouvons des modèles qui simulent, par exemple, les conditions stationnaires du bassin avec l’objectif d’ajuster l’hydrogramme de sortie de la façon la plus précise. Ce type de modèle ne s’intéresse pas aux résultats partiels de la simulation ni aux variables dérivées de celle-ci, son application est plutôt réservée à l’extension des séries pour le dimensionnement de réservoirs, prévision en temps réel et détermination de flux maximum. Dans cette classification se trouvent aussi les modèles simulant les altérations du bassin versant et le comportement des processus hydrologiques en cherchant l’analyse distribuée des phénomènes impliqués. Ce deuxième type de modèles est souvent utilisé pour la simulation du ruissellement causé par l’urbanisation, la déforestation, etc.
Un certain nombre d’études comparatives ont été menées (Perrin, 2000) et il n’en ressort pas de tendance nette: si certains modèles sont en moyenne plus performants que les autres, aucun ne l’est de façon systématique. Ceci reflète la diversité des approches que l’on peut emprunter pour modéliser le comportement d’un bassin versant en particulier. Dans les bassins non jaugés ou peu jaugés par rapport à leur superficie, la recherche du meilleur modèle est particulièrement difficile, voir impossible. En effet, c’est quand aucune information de débit n’est disponible pour optimiser les paramètres des modèles, qu’une simulation par un modèle pluie/débit présente le plus d’incertitudes. Or, sachant que les bassin versants peu jaugés constituent la majeure partie des sous bassins amazoniens il devient nécessaire de tester des méthodes alternatives qui permettraient d’accroître les performances des simulations sur ce type de milieux.

Les modèles d’écoulement de surface.

Contrairement aux modèles pluie/débit, les modèles d’écoulement de surface ne sont pas utilisés pour analyser la génération des écoulement à partir des précipitations, mais pour analyser la quantité de flux qui est propagée et distribuée tout au long d’un tronçon de rivière ou d’une surface considérée en fonction des caractéristiques physiques du tronçon et le type d’écoulement affectant directement la dynamique de sa propagation.
En général, le principe des modèles non-distribués et semi-distribués est basé sur les équations de continuité (principe de conservation de masse). Les modèles déterministes distribués sont basés sur un ensemble d’équations différentielles unidimensionnelles connues sous le nom de système d’équations de Saint-Venant, déduites elles mêmes des équations de conservation de masse et de la quantité de mouvement (équation de momentum). Comme nous le verrons plus loin, les équations de Saint-Venant possèdent plusieurs formes simplifiées, chacune de ces formes offre la possibilité de définir un modèle distribué unidimensionnel d’écoulement de surface.

Les types d’écoulement.

Pour mieux comprendre les bases du fonctionnement des modèles distribués, il est indispensable de définir les différents types d’écoulement de surface.
L’écoulement dans des canaux à surface libre peut être classé en plusieurs types et être décrit de multiples façons. Chow (1959) présente une classification en fonction de la variation de l’écoulement par rapport à la profondeur du flux dans l’espace et dans le temps :
En prenant le temps comme critère, le régime peut être soit permanent , soit transitoire. Un régime est considéré permanent si la profondeur du flux ne change pas –ou que l’on peut le supposer constant- dans un intervalle de temps donné. Par contre, le régime sera transitoire ou non permanent si cette profondeur change dans le temps.
Considérant l’espace comme critère , le régime peut être considéré uniforme ou varié. Le régime dans un canal à surface libre est uniforme si la profondeur du flux reste la même à chaque section du canal ; et varié, quand cette profondeur change de section à section.
Or, la combinaison de ces deux critères, temps et espace, donne une classification beaucoup plus stricte du régime des écoulements de surface :
x Régime permanent uniforme : La profondeur reste constante dans le temps et l’espace. Comme la condition d’un régime uniforme transitoire (variation de la profondeur dans le temps mais constante dans l’espace) est pratiquement impossible dans le milieu naturel, le régime permanent uniforme est connu simplement comme régime permanent.
x Régime permanent varié : La profondeur reste la même dans le temps mais elle change tout au long du canal. Ce régime est considéré rapidement varié si le changement de la profondeur du flux change de façon abrupte (ressauts hydrauliques, déversoirs, chutes hydrauliques…), dans le cas contraire, le régime est considéré graduellement varié.
x Régime transitoire varié : Comme pour le régime permanent uniforme, un régime transitoire varié est considéré simplement comme un régime transitoire. De la même façon, celui ci peut être soit rapidement varié (une onde de crue par exemple) ou graduellement varié (courbe de remous).
Les équations 1-3 et 1-4 correspondent à l’expression conservative des équations de Saint-Venant. Cette forme conservative implique que la vitesse moyenne du flux est considérée comme une variable indépendant de Q (Chow, 1988).
L’équation (1-4) exprime la conservation de la quantité de mouvement du flux. Les termes qui la composent sont : l’accélération locale (première terme de l’équation), l’accélération convective (deuxième terme), la force de pression (troisième terme), la force de gravité (quatrième) et la force de friction (dernier terme). Les forces inertielles sur le flux sont représentées par les accélérations locale et convective.

Classification des modèles déterministes d’écoulement.

Comme nous l’avons mentionné au début de cette section, les modèles d’écoulement sont classés en fonction des simplifications des équations de continuité et de momentum. Dans cette section nous présentons de façon générale les modèles d’écoulement et plus particulièrement les modèles distribués qui sont le type de modèles utilisés dans le cadre de cette thèse pour la régionalisation des débits des bassins versants testés.
Les Modèles non-distribués et semi-distribués.
Selon l’arbre présenté dans la Figure 1-2, le premier type de modèles déterministes correspond aux modèles les plus simples, les modèles non-distribués et semi-distribués avec un régime permanent (le débit ne change pas dans le temps) et les modèles de régime transitoire. Pour ces derniers, l’interaction entre la partie de précipitation transformé en ruissellement et sa propagation vers l’aval est analysée en considérant le bassin versant comme un réservoir linéaire, d’où le nom qu’ils prennent : modèles linéaires.
L’un des modèles linéaires le plus connu est l’Hydrographe Unitaire (HU). L’HU correspond à la réponse unitaire d’un système hydrologique linéaire (Sherman, 1932). Il est défini comme l’hydrographe d’écoulement de surface direct obtenu à partir d’une pluie nette unitaire (1in or 1cm en fonction des unités utilisées) uniformément distribuée sur la surface drainée dans le temps et dans l’espace. Une pluie nette est interprétée comme cette partie de la précipitation brute qui se transforme en ruissellement et qui est estimée à partir d’une fonction connue comme fonction de production. En effet, la fonction de production régit la transformation de la pluie brute en pluie nette destinée au ruissellement, elle constitue donc l’élément moteur des modèles hydrologiques car elle est responsable du volume de ruissellement.
Pour la représentation de l’écoulement de surface l’HU utilise quelques simplifications (Tucci, 1998):
x La transformation de la précipitation nette est linéaire et invariable. La linéarité indique que les ordonnées de l’HU ne changent pas en fonction de la magnitude de l’événement ; et invariable signifie que celles-ci ne sont pas altérées non plus en fonction du temps. Ceci indique que, indépendamment de la magnitude de l’événement, la précipitation effective est transformée en écoulement au travers des mêmes ordonnées de l’HU.
x La précipitation est distribuée de façon uniforme sur tout le bassin versant. L’HU devient inapplicable lorsque le bassin considéré est trop grand (>15 km2 environ).
x L’intensité de la précipitation est constante pendant l’intervalle de temps considéré. Cette hypothèse dépend de l’intervalle de temps choisi et de la variabilité de la précipitation. Normalement, pour un intervalle de temps correct cette hypothèse ne représente pas de grandes erreurs sur l’estimation de l’hydrographe d’écoulement.
Existe un deuxième exemple de modèles linéaires qui peut être aussi situé parallèlement dans le groupe des modèles conceptuels : le modèle linéaire à réservoirs (Zoch, 1934). Ces types de modèles prennent le bassin versant comme un réservoir capable de se remplir à partir de l’eau de précipitation, la stocker et se vider en obéissant au principe de conservation de la masse.
Normalement, le coefficient k dans l’équation 1-7 est estimé par moindres carrés et une méthode itérative en essayant de minimiser les différences quadratiques entre le stockage observé et celui calculé.
Finalement, dans les modèles déterministes non-distribués et semi-distribués nous trouvons un type de modèles qui permettent l’estimation du temps et la magnitude d’un flux (un hydrographe) à la sortie d’un canal à partir d’un ou plusieurs hydrographes connus ou estimés à l’amont de celle-ci. Nous parlons alors de modèles de transfert de flux (flow routing). Dans le contexte non-distribué, les modèles de transfert de débit sont estimés uniquement en fonction du temps. Une des méthodes les plus utilisées, est la méthode de Muskingum. Entre les deux sections de contrôle amont et aval, en supposant que l’aire des sections en travers est directement proportionnelle au débit transitant, le stockage dans la rivière est divisé en deux parties KQ et K.X(I-Q) où K est un coefficient de proportionnalité et X est un facteur de pondération compris entre 0 et 0,5 (Chow, 1988).
La fonction de stockage de la méthode de Muskingum, qui représente un système linéaire de transfert d’écoulement en rivière, est donnée par l’équation de continuité suivante : S KQ KX(I Q) Dans le cas d’une rivière naturelle, 0 > X > 0,3, il est en moyenne égale à 0,2. Par contre, le paramètre K est comparable au temps de transfert de l’onde au travers de la section considérée (Lindsey et al., 1992). Normalement, ces deux paramètres sont estimés par une procédure graphique quand les hydrographes d’entrée et sortie sont connus (Chow, 1989).
Les modèles distribués.
Dans ce type de modèles, nous faisons référence aux modèles de transfert de flux en sachant que, dans le contexte distribué, ces modèles sont fonction non seulement du temps mais aussi de l’espace.
Comme nous l’avons mentionné au début de cette section, différents types de modèles distribués sont générés à partir de l’équation de continuité (1-3) et en éliminant quelques termes de l’équation de conservation de la quantité de mouvement (1-4). Contrairement aux modèles non-distribués et semi-distribués, certains modèles distribués ont la possibilité d’intégrer les effets d’une courbe de remous (backwater effect) en conservant les termes d’accélération locale, l’accélération convective et le terme de pression dans l’équation 1-4 (Chow, 1988).
Le modèle distribué le plus simple est le modèle d’onde cinématique. Ce modèle néglige les termes d’accélération locale, l’accélération convective et les forces de pression de l’équation de conservation du mouvement. Le modèle d’onde diffusive ne néglige que les deux termes d’accélération et incorpore le terme de pression. Finalement, nous trouvons le modèle d’onde dynamique qui considère tous les termes de l’équation de conservation de mouvement.
Un régime transitoire considère tous les termes de l’équation. Le régime uniforme varié considère les deux derniers termes, pendant que le régime uniforme ne considère que le dernier terme de l’équation de momentum.
Or, le problème des modèles distribués consiste en résoudre les équations différentielles de Saint-Venant pour chacun des modèles proposés, une tache très complexe. Dans la littérature, nous trouvons plusieurs solutions à ces équations (Chow, 1988 ; Tucci, 1998 ; Ponce et Yevjevich, 1978 ; Ponce, 1981).
Une des solutions les plus simples est donnée par la méthode de Muskingum-Cunge (M-C). En effet, Cunge (1969) montre comment cette solution, basée sur la méthode de Muskingum, devient une solution à l’équation cinématique en prenant le coefficient K de Muskingum et la variation dans le temps comme des variables constantes. Contrairement à la méthode Muskingum, ici le calage des coefficients K et X n’est plus nécessaire ; l’estimation de ces paramètres par la méthode de M-C est réalisée en fonction des caractéristiques physiques de la rivière.
Tel quel nous le verrons dans le chapitre suivant, d’autres variations de cette méthode ont été proposées par différents auteurs au point de représenter une approche diffusive, voir dynamique, des équations de Saint-Venant.

Modélisation hydrologique du Bassin Amazonien.

Dans cette section, nous présentons quelques études de modélisation les plus significatives appliquées au Bassin Amazonien.
Un premier type d’approche concerne la modélisation pluie/débit à l’échelle de l’ensemble du bassin. En particulier, Coe et al. (2002) propose l’estimation des débits du cours principal et des zones d’inondation du Fleuve Amazone par utilisation conjointe d’un modèle de simulation d’écosystèmes terrestres (IBIS) et un algorithme de transfert de débits (HYDRA). Concrètement dans cette étude, IBIS et HYDRA ont été utilisés pour la simulation du bilan hydrique du système qui représente le Fleuve Amazone. De son côté, IBIS simule les écoulements de surface et de sub-surface dont les résultats vont alimenter le modèle HYDRA qui permettra d’estimer les variations de flux sur le cours principal du fleuve et des zones d’inondation. Coe (2000), Donner et al. (2002), Foley et al. (1996) et Kucharik et al. (2000) présentent une description détaillée de ces deux modèles.
Très brièvement, le modèle IBIS (Integrated Biosphere Simulator) représente les processus de surface (notamment les échanges d’énergie, d’eau, de momentum entre le sol, la végétation et l’atmosphère), la physiologie de la canopée, la phénologie de la végétation et à plus long terme, la dynamique de l’écosystème (dynamique de la végétation et le cycle du carbone).
HYDRA, par contre, simule la variation des débits dans le temps des cours d’eau, zones d’inondation, lagunes et réservoirs naturels ou d’origine anthropique.
Cette simulation, faite pour la période de 1935 à 1998, met en évidence la difficulté d’appliquer un modèle Pluie/Débit dans un bassin aussi complexe que le Bassin Amazonien. Les résultats de cette étude montrent, par exemple, que les débits estimés sont, d’une façon générale, sous-estimés par rapport aux mesures observées in-situ (différences supérieures à 20%). Cette situation, selon les auteurs, est principalement liée à une sous-estimation des précipitations, celles-ci étant issues de la base de données de l’Unité de Recherche Climatologique de l’Université d’East Anglia. En effet, le bassin de l’Amazone est caractérisé par une grande variabilité climatique, liée principalement à la variabilité spatiale et temporelle des précipitations, ce qui rend très difficile une estimation précise de cette variable par des modèles de simulation climatique.
Des résultats similaires ont été présentés par Chapelon et al. (2002). Dans ce cas, l’estimation des écoulements dans le Bassin Amazonien est faite en utilisant TRIP, un modèle distribué pour la propagation des flux de surface, basé notamment sur les données du GSWP (The Global Soil Wetness Project) chargé de produire, pendant deux ans, des données globales d’humidité du sol par information dérivée du ISLSCP (International Satellite Land Surface Climatology Project).
Les données du ISLSCP ont permis au GSWP de produire non seulement une estimation globale de l’humidité du sol mais aussi des estimations globales d’évaporation et d’écoulements de surface pour la période de 1987 à 1988. L’utilisation du modèle TRIP, qui est un modèle basé sur l’algorithme D8 (simulation du ruissellement de cellule à cellule en considérant 8 directions possibles d’écoulement), a permis de spatialiser les écoulements sur le réseau principal du bassin où ils sont comparés avec les données d’observation in-situ. De plus, cet ensemble d’information a été complété par des données de précipitation, sol et végétation de la base de données Whybam (http://www.mpl.ird.fr/hybam/).
Les résultats de la modélisation ont montré que l’ISLSCP conduit à une sous-estimation des précipitations et de la profondeur du sol sur une grande partie du Bassin Amazonien. Bien sur, ces erreurs ont un impact très important pour l’estimation du bilan hydrique du bassin comme le notent Coe et al. (2002). Les tests de sensibilité de TRIP ont permis de conclure que la complexité du réseau hydrographique et de la vitesse du flux ont un impact important sur les estimations de débits. En général, les résultats présentent une sur estimation en hautes eaux et une sous-estimation en bases eaux des débits calculés par rapport aux débits mesurés.
Contrairement à ces approches globales de modélisation, Richey et al. (1989) ont estimé les débits dans le cours principal de l’Amazone avec des différences inférieures à 10% en moyenne entre le débit observé et le débit mesuré aux stations hydrométriques. Cette étude, basé principalement sur la méthode de Muskingum, a été développée sur 2.000 km du cours principal de l’Amazone, en prenant pour le modèle de transfert une section de contrôle chaque 100 km, entre les stations de Sao Paulo de Olivença et Obidos.
Le bilan hydrologique considéré dans le modèle suppose que le stockage de la section considérée est fonction de la différence entre les apports au long du fleuve et les flux à la sortie du tronçon. Ces auteurs considèrent comme des apports les flux en provenance à l’amont de Sao Paulo de Olivença, les flux des tributaires jaugés et les échanges entre les plaines d’inondation et le canal principal. Avec des hydrographes disponibles à l’entrée et à la sortie de la section considérée, ainsi que pour chaque confluence des affluents les plus importants, le problème à résoudre est l’estimation des apports par les tributaires non jaugés et les échanges entre les zones d’inondation et le fleuve. Ces apports ont été calculés principalement par l’estimation du ruissellement potentiel, les variations dans le stockage et un bilan de masse isotopique du G18O.

Table des matières

INTRODUCTION
I. MODÉLISATION HYDROLOGIQUE DU BASSIN AMAZONIEN
1. Introduction
2. Considérations générales sur la modélisation hydrologique
2.1. Classification des modèles hydrologiques
2.2. L’analyse hydrologique
2.2.1. Les modèles Pluie-Débit
2.2.1.1. Principe des modèles Pluie-Débit
2.2.1.2. Classification des modèles déterministes Pluie-Débit
2.2.2. Les modèles d’écoulement de surface
2.2.2.1. Les types d’écoulement
2.2.2.2. Les équations de Saint-Venant
2.2.2.3. Classification des modèles déterministes d’écoulement
3. Modélisation hydrologique du Bassin Amazonien
II. L’ALTIMÉTRIE SPATIALE
1. Introduction
2. L’altimétrie satellitaire
2.1. Le principe de l’altimétrie satellitaire
2.2. Le géoïde
2.2.1. La mission GRACE
2.2.2. Les géoïdes mensuels
2.3. Les différentes missions d’altimétrie satellitaire
2.3.1. La mission Topex/Poseidon
2.3.2. La mission Jason-1
2.3.3. Les missions ERS-1 et ERS-2
2.3.4. La mission ENVISAT
2.3.5. La mission ICESAT
2.3.6. La mission WatER
3. La mesure altimétrique
3.1. Le principe de la mesure radar
3.2. Traitement des mesures altimétriques
3.2.1. Tracking et Retracking
3.2.2. Les formes d’onde au milieu continental
3.3. Les corrections apportées aux mesures altimétriques en domaine continental
3.3.1. Les corrections de propagation
3.3.2. Les corrections géophysiques
3.4. Limitations des mesures altimétriques en milieu continental
4. Sélection des mesures altimétriques pour l’application en hydrologie
4.1. Les produits altimétriques utilisées dans cette thèse
4.2. Obtention des séries temporelles de hauteur altimétrique
4.2.1. Extraction des mesures à partir de la base de données du CTOH
4.2.2. Correction et sélection des mesures valides
4.2.3. Séries temporelles de hauteur d’eau
4.2.4. Validation initiale des données altimétriques
III. REGIONALISATION DES DEBITS SUR LE BASSIN VERSANT DU RIO NEGRO A L’AIDE D’UN MODELE DE TRANSFERT DE FLUX
1. Introduction générale
2. Résumé
Distributed water flow estimates of the Upper Negro River using a Muskingum- Cunge routing model constrained by satellite altimetry
3. Conclusion
IV. Estimation de courbes de tarage aux stations virtuelles par utilisation conjointe des mesures altimétriques et débits propagés
1. Introduction générale
2. Résumé
Rating curves and estimation of average water depth at the Upper Negro River based on satellite altimeter data and modeled discharges
3. Conclusion
V. APPLICATION ET TRANSFERT DE LA MÉTHODOLOGIE SUR UN BASSIN VERSANT PEU INSTRUMENTE
1. Introduction générale
2. Résumé
Hydrological parameter estimation for ungauged basin based on satellite altimeter data and discharge modeling. A simulation for the Caqueta River (Amazonian Basin, Colombia)
3. Conclusion
VI. AUTRES APPLICATIONS DES MESURES ALTIMETRIQUES SUR LES EAUX CONTINENTALES
1. Introduction
2. Variations de volume d’eau dans les plaines d’inondation
3. Application des mesures altimétriques pour le nivellement de stations hydrologiques
4. Comparaison des pentes de la surface libre du Rio Negro estimées par altimétrie, GPS et mesures in-situ
5. Conclusions
CONCLUSION
BIBLIOGRAPHIE
ANNEXES
Annexe 1 : Paramètres disponibles des missions T/P et ENVISAT sur la base de données du CTOH
Annexe 2 : Guide du traitement de données Topex-Poseidon sur ArcView 3.2 mesurées en milieu continental
Annexe 3 : Floodplain water storage in the Negro River basin estimated from microwave remote sensing of inundation area and water levels

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