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transfert d'eau vers l'atmosphère De Wikipédia, l'encyclopédie libre
L'évapotranspiration (abréviation scientifique ET) est le processus biophysique de transfert d'une quantité d'eau vers l'atmosphère, par l'évaporation au niveau du sol et par la transpiration des plantes. Composant essentiel du cycle hydrologique, ce processus peut comprendre, selon les modélisations hydrologiques, deux autres flux évaporatoires : l'eau stockée sous forme liquide (étendue d'eau à l'intérieur des terres : mare, lac, cours d'eau) ou solide (glace, neige, l’évapotranspiration totale sur des surfaces entièrement glacées ou neigeuses consistant uniquement en une sublimation qui contribue faiblement à ET), et l'eau interceptée par la végétation (principalement la canopée)[2].
Les phénomènes d'évaporation et de transpiration étant indissociables au champ, ils ont conduit dans les années 1950 au concept d'évapotranspiration, à son évaluation en hauteur d'eau et à ses mesures[3] ; il est important pour expliquer et quantifier les transferts d'eau dans les écosystèmes, pour calculer les besoins en eau des forêts, cultures agricoles[4] et plus globalement pour la gestion de l'eau des espaces végétalisés naturels ou semi-naturels, ou encore pour estimer l'importance des îlots de chaleur urbains[5], ou les conséquences d'un changement de végétation d'un milieu.
L'évaporation de l'eau est le passage progressif de l'état liquide à l'état gazeux. Ce phénomène est donc une vaporisation progressive. Lorsqu'il existe un volume libre au-dessus d'un liquide, une fraction des molécules composant le liquide est sous forme gazeuse. À l'équilibre, la quantité de matière sous forme gazeuse définit la pression de vapeur saturante qui dépend de la température. Lorsque la pression partielle de la vapeur dans le gaz est inférieure à la pression de vapeur saturante et que celle-ci est inférieure à la pression totale ambiante, une partie des molécules passe de la phase liquide à la phase gazeuse : c'est l'évaporation, qui demande de fournir la chaleur latente correspondante, ce qui refroidit le liquide.
L'interception des précipitations par la végétation désigne le processus par lequel les eaux météoriques sont captées et retenues par les feuilles et les branches, n'atteignant ainsi jamais la surface du sol. L’interception limite le rechargement de la ressource hydrique du sol, l’eau interceptée par les feuilles étant directement évaporée.
Difficile à évaluer, elle varie énormément dans l’espace, principalement en fonction des espèces végétales et des conditions météorologiques. Très nombreux, les principaux facteurs qui contrôlent la capacité du couvert végétal à intercepter et stocker de l’eau, concernent le feuillage (la forme, la taille, la rugosité, la turgidité, l’orientation, la caducité, l’âge, la densité, l'indice de surface foliaire…)[6].
Pour les couverts forestiers, le taux d'interception varie globalement de 15 à 35 % pour les feuillus et de 25 à 50 % pour les résineux (taux généralement plus important qui s'explique par leur feuillage persistant captant les précipitations d'automne-hiver)[7]. Ce taux est moins bien quantifié pour les espèces de la strate herbacée. Leur surface foliaire totale inférieure explique des taux plus faibles que les couverts forestiers : la Fougère-Aigle intercepterait 12 % des pluies incidentes, le couvert de graminées 4 à 5 %[8].
Chez les plantes, la transpiration est le processus continu causé par l'évaporation d'eau par les feuilles et la reprise qui y correspond à partir des racines dans le sol. La transpiration est le principal moteur dans la circulation de la sève et se produit essentiellement au niveau des stomates. La régulation de leur ouverture influence donc directement l'intensité de la transpiration.
Le rôle de la transpiration chez les végétaux est multiple : elle est le moteur de la circulation de la sève brute dans le xylème, elle favorise dans une certaine mesure le rafraîchissement des plantes et elle permet le transfert des sels minéraux aux endroits où la plante en a besoin, principalement dans les feuilles qui sont le siège de la photosynthèse.
La quantité totale d'eau rejetée dans l'atmosphère par la transpiration des plantes est immense : les rivières volantes d'Amazonie ont un débit s'approchant de celui de l'Amazone[9]. À titre d'illustration, un grand chêne peut évapotranspirer 1 000 litres d'eau par jour (soit une tonne)[10], mais en moyenne, par journée ensoleillée, un bouleau évapore par jour 75 litres d'eau, un hêtre 100 litres, un tilleul 200 litres[11]. Un hectare de hêtres rejette environ 250 mm d'eau pendant la saison de végétation, et un hectare de forêt tropicale humide en évapotranspire bien plus encore (1 530 mm sur certaines études en Guyane[12],[13],[14]). Cela explique le rôle joué par les grandes formations végétales, notamment les forêts sur le cycle de l'eau, sur le climat régional et mondial, et leur action en tant que climatisation naturelle[15].
L'appel transpiratoire est un des moteurs de la circulation de la sève brute (il existe aussi la poussée radiculaire). Lors de la photosynthèse, les stomates s'ouvrent afin de laisser entrer du CO2. Il y a alors mise en contact de la solution des feuilles avec l'air extérieur. La différence entre le potentiel hydrique atmosphérique et celui des feuilles induit la sortie de l'eau (présente dans les feuilles) dans l'atmosphère. La pression relative dans le xylème diminue et devient plus faible que la pression atmosphérique. Le xylème est alors sous tension, ce qui permet la montée de la sève brute.
De nombreux facteurs physiques, biologiques et météorologiques influencent l'évapotranspiration, dont notamment :
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L'évapotranspiration ne représente qu'une faible partie du cycle global de l'eau (cette eau évaporée représente 0,04 % de l'eau de l'hydrosphère[19]) mais c'est elle qui assure le transfert d'eau du sol et de la végétation vers l'atmosphère. Si l'atmosphère est un réservoir d'eau minuscule au regard des océans, sa grande mobilité et ses échanges permanents avec les réservoirs océanique et terrestre, lui confèrent un rôle fondamental dans le cycle de l'eau[20].
L'évaporation à l'échelle terrestre est globalement cinq fois plus importante au-dessus des océans qu'au-dessus des continents (85 % de l'évaporation est océanique), les précipitations y sont trois fois plus importantes[21] où l'énergie du rayonnement solaire transforme l'eau liquide en vapeur. L'océan évapore plus d'eau qu'il n'en reçoit sous forme de précipitations. Ce déficit d'environ 10 % se retrouve sur les continents, via la circulation de masses d'air transportant l'humidité atmosphérique (à l'état de vapeur d'eau dans l'air, de liquide ou de glace dans les nuages), sous forme d'un excès de précipitations par rapport à l'évaporation[20]. La transpiration est de loin le plus grand flux d'eau issu de la biosphère terrestre (64 % de l'évapotranspiration terrestre, donnée moyenne avec une grande marge d'incertitude) devant l'interception des précipitations (27 %), l'évaporation des sols (6 %) et l'évaporation des étendues d'eau à l'intérieur des terres (3 % issus principalement des cours d'eau et des lacs)[22],[23], ces données moyennes variant selon les climats[24].
Sur une majorité de bassins, les pertes d'eau par évapotranspiration représentent la partie la plus importante du bilan d'eau. Dans les espaces continentaux, plus de 60 % de l'apport pluviométrique serait ainsi dissipé par évapotranspiration[25].
L'évapotranspiration potentielle et réelle varient considérablement selon les écosystèmes et parfois selon les saisons, dont en
L'indice d'aridité utilisé par Charles Warren Thornthwaite (en) dans sa classification des climats de 1948, est une formule empirique prenant en compte le rapport entre les précipitations mensuelles ou annuelles d'un écosystème ou biome, et l'évapotranspiration possible[26].
Toutes les plantes ont besoin d'eau. Certaines en évapotranspirent beaucoup, d'autres peu. En génie biologique, on exploite cette propriété pour assécher des terrains humides et marécageux en plantant des peupliers ou des saules en climat tempéré. Certaines plantes semi-aquatiques, dites palustres ou hydrophytes, évapotranspirent beaucoup durant leur période de croissance[27]. D'autres accumulent l'eau dans leurs tissus, l'évapotranspiration pouvant alors être en partie décalée dans le temps ; ce sont par exemple les sphaignes des tourbières.
En climat tropical, on utilise des plantes qui évaporent peu et qui forment une voûte avec leurs branchages (des palmiers) afin de pouvoir cultiver à leur pied des plantes qui transpireraient plus si elles étaient en plein soleil, des orangers, des citronniers, des légumes, des plantes parfumées. On crée ainsi artificiellement sous les palmiers un microclimat favorables à des plantes cultivées.
L'efficience hydrique (en) (efficience d'utilisation de l'eau) est exprimée en kg de matière sèche au-dessus du sol par mm d'évapotranspiration. Le besoin quotidien en eau d'une culture défini par l'évapotranspiration quotidienne maximale, dépend de cette efficience. Selon les climats locaux, les variétés ou races, et les pratiques agricoles, il faut 400 à 2 000 L d'évaporation quotidienne pour produire 1 kg de blé, et 1 000 à 20 000 L pour produire 1 kg de viande. En se basant sur ces moyennes, les chercheurs estiment qu'il en faut de 2 000 à 5 000 L pour produire les aliments correspondant à une ration alimentaire alors que 2 litres d'eau sont souvent suffisants pour la consommation quotidienne d'une personne. Comme la FAO recommande une ration d'environ 2800 kcal par jour et par personne, l'eau nécessaire pour satisfaire les besoins alimentaires quotidiens de chaque individu est d'environ 2 800 litres, soit un litre pour produire une kilocalorie[28].
Comme pour les précipitations (pluie, neige, etc), l'évapotranspiration s'évalue en hauteur d'eau équivalente sur une période donnée (exemple : mm par an, par mois, par jour). L'unité de mesure, le 1 mm, correspond à 1 litre d'eau par mètre carré, soit 10 m3 ou 10 T par hectare[29]. Pour donner un ordre de grandeur, l'évapotranspiration peut atteindre 4 à 6 mm/jour en plein été en zone tempérée européenne et 6 à 8 mm/jour en zone méditerranéenne. Dans les régions tempérées, une forêt d'un hectare évapotranspire chaque jour 30 tonnes d'eau, ce qui correspond à la consommation de l'équivalent d'une pluie de 3 mm[30].
Plusieurs concepts supplémentaires ont été ajoutés pour préciser les estimations de l'évapotranspiration. Ces concepts ont des définitions variables selon les auteurs[31].
La notion d’« évapotranspiration potentielle » (ETp) est couramment opposée à l’« évapotranspiration réelle » (ET ou ETr, anglais : actual evapotranspiration ETa).
L'évapotranspiration réelle désigne la quantité exacte d'eau évapotranspirée par une couverture végétale réelle. C'est une donnée impossible à mesurer à l'échelle d'une parcelle ou d'une région.
À l'opposé, l'évapotranspiration potentielle est une valeur calculée par des formules mathématiques[32]. L'ETp est ainsi l'objet de définitions variées, selon les auteurs et les méthodes de calcul employées. Cette notion de consommation potentielle en eau a été introduite par Thornthwaite en 1948, puis reprise par Howard Penman dans sa formule de calcul (1948)[33].
En 1956, Penman (1956) définit l’ETp comme : « l’évaporation d’une pelouse rase suffisamment étendue, en bon état et convenablement alimentée en eau ». Selon les auteurs et les méthodes, différents paramètres météorologiques, physiques ou biologiques sont inclus ou non dans la définition de l'ETp : par exemple l'espèce végétale, la constance des flux d'énergies, l'ouverture des stomates, la constance de l'humidité relative[33]…
Ces deux notions ETr et ETp sont utiles et nécessaires pour étudier les bilans de circulation de l'eau et notamment pour déterminer les besoins en eau des cultures ou calculer l'« effet oasis »[34] d'une zone où l'évapotranspiration est plus importante (qui peut être une zone urbaine). Les plantes de milieux arides peuvent fortement réduire leur évapotranspiration quand elles manquent d'eau. Les plantes des zones tropico-équatoriales pluvieuses ne le peuvent généralement pas.
L'évapotranspiration de référence (ET0) est un concept utilisé dans différentes méthodes d'estimation. C'est une valeur pour une végétation choisie, dans des conditions hydriques réelles, permettant ensuite de déduire l'évapotranspiration pour d'autres couverts végétaux. Cet usage pratique d'une culture de référence est lié à la faible variation de l'évapotranspiration potentielle selon les différents végétaux, dans de mêmes conditions climatiques.
Selon les climats et méthodes d'estimation, n'importe quelle espèce végétale peut servir de référence. Typiquement, les plants de référence sont de l'herbe (gazon) ou de la luzerne cultivée (alfalfa) de faible hauteur, en raison de méthodes de calcul développées généralement pour les besoins de l'agriculture[31].
L'évapotranspiration maximale (ETm) la valeur maximale de l'évapotranspiration d'une culture donnée, à un stade végétatif, dans des conditions climatiques données, prise en compte par l'ET0. C'est une correction de l'ET0 en fonction du couvert végétal. ETm = Kc x ET0, Kc étant le coefficient cultural établi par des organismes professionnels. Pour déterminer le coefficient cultural, Christian de Pescara propose la méthode suivante : il faut conduire la culture à l'ETm que l'on peut déterminer par un appareil calculant au-dessus de la parcelle l'ET0 ou par un lysimètre. Alors nous avons ETr max = ETm et nous calculons : Kc = ETr max / ET0. Ainsi nous pouvons calibrer les coefficients culturaux Kc.
En complément de la pluviométrie, l'évapotranspiration est un paramètre majeur des études bioclimatiques[35] et de certaines études d'impact.
Il est aisé pour les chercheurs de mesurer l'évapotranspiration d'une plante ou d'une surface végétalisée de petite dimension (au moyen d'un potomètre ou d'une chambre de transpiration portable par exemple)[36], mais cela devient difficile à l'échelle d'un arbre, d'une forêt, d'une roselière, d'une parcelle de culture ou d'une région géographique. Il faudrait idéalement aussi tenir compte du pouvoir plus ou moins important d'interception de la pluie[37] et des autres eaux météoriques (brumes, rosées, neige, givre...).
On utilise alors des méthodes empiriques ou la modélisation.
Un grand nombre de méthodes d'évaluation théoriques ou empiriques ont été définies depuis le milieu du XXe siècle par les scientifiques (avec souvent des problèmes de calibration locale les rendant peu valides dans d'autres régions). Les spécialistes distinguent communément trois approches distinctes :
Ces modèles doivent toujours être utilisés avec prudence et en tenant compte de leurs limites méthodologiques, notamment en matière de sylviculture et de bioclimatologie tropicale[38].
L'évapotranspiration, qui représente 50 à 70 % du bilan hydrique, est donc un paramètre, un indicateur et l'un des résultats majeurs des opérations de renaturation et de solutions fondées sur la nature utilisées pour l'adaptation au réchauffement climatique, en particulier pour la lutte contre les bulles de chaleur urbaines[39].
À l'échelle du globe, l'évapotranspiration de l'océan mondial lui enlève chaque année une tranche d'eau de 1 200 mm et fournit 430 000 km3 d'eau à l'atmosphère, alors que ce processus au-dessus des continents (surtout au-dessus des lacs) ne procure qu'à peine 75 000 km3[40].
L'évapotranspiration peut être grossièrement approchée par des mesures réalisées avec un bac d'évaporation rempli d'eau (appelée pan evaporation par les anglophones[41]). En l'absence de pluie, la variation du niveau d'eau dans le bac est supposée proportionnelle à l'évapotranspiration, car l'eau du bac est soumise aux mêmes conditions climatiques que les plantes et le sol : rayonnements (solaires), vent, température et humidité[41].
Cette relation simple est formulée par[41] :
Néanmoins de nombreux facteurs distinguent les conditions d'évaporation du bac et l'évapotranspiration du sol et des plantes (capacité du bac d'emmagasiner de la chaleur, turbulences aériennes…). Ces aspects divergents sont pris en compte pour la mise en place des bacs (taille et forme du bac, choix couleur et matériaux…), et par des coefficients correcteurs plus complexes (définis par facteurs climatiques et géographiques)[41]. Selon la FAO, la méthode des bacs d'évaporation donnerait des estimations « acceptables », avec un emplacement pertinent des bacs et pour des estimations sur des périodes supérieures à 10 jours. Selon des études de l'ASCE, en comparaison d'autres méthodes de calcul, la méthode des bacs s'avèrent généralement « irrégulière et inconstante »[42].
La modélisation de Penman-Monteith est très utilisée et considérée comme le modèle offrant « les meilleurs résultats et le minimum d'erreurs » selon la FAO[43] et présentant des résultats « exacts et constants » pour les climats tempérés, humides et arides. Avec ce modèle, la couverture végétale est considérée comme un ensemble homogène et l'évapotranspiration est considérée de manière « verticale », comme une succession de résistances et régulations empêchant l'eau de s'évaporer : la résistance du sol, des racines, des stomates des feuilles, du couvert, etc[44].
La formule complexe de Penman-Monteith (1965) incorpore de nombreux paramètres, qui sont mesurables ou bien calculables à partir de données météorologiques et agronomiques. Les données météorologiques utilisées comportent par exemple les variations de température, d'humidité et de pression atmosphérique, la latitude, l'altitude, la durée d'ensoleillement et la force du vent. Les paramètres agronomiques comportent l'albédo et la conductivité stomatale des plantes, la hauteur des plantes, le type de sol…
Avec pour paramètres :
L'évapotranspiration réelle (ET) est calculée ensuite à partir de la mesure des disponibilités de l'eau dans le sol et les racines. Cette disponibilité est mesurée à partir de l'humidité du sol et les caractéristiques physiques du sol et des racines — ou bien calculée d'après une modélisation des réserves d'eau (calcul d'infiltration, ruissellement et percolation selon les précipitations).
En comparaison du calcul des équilibres énergétiques (voir section suivante), cette méthode de calcul permet de préciser l'évapotranspiration sur des périodes courtes (durée inférieure à 1 heure) ; mais la modélisation impose des mesures complexes et coûteuses pour déterminer les paramètres physiques. De même de petites erreurs dans l'évaluation des disponibilités d'eau dans le sol impliquent de grandes erreurs d'estimation de l'évapotranspiration réelle[44].
L'évapotranspiration d'une couverture végétale spécifique peut ainsi être calculée directement, à partir des formules combinant le modèle de Penman-Monteith et la disponibilité de l'eau. En pratique, elle est généralement calculée en fonction d'une culture de référence (ETo).
Soit une évapotranspiration de référence (ETo), par exemple pour une parcelle d'herbe haute de 12 cm suffisamment hydratée[45] calculée avec la formule de Pennman-Monteith. À partir de cette ETo est ensuite calculée l'évapotranspiration pour une culture spécifique (ETc), par exemple un champ de blé.
Avec une formule simplifiée, ETc dépend d'un facteur culture (Kc) lié aux plantes (espèces végétales, profondeur racines, état de croissance…) et d'un facteur stress (Ks) lié aux spécificités du terrain (composition du sol, stress hydrique, protections contre vent et évaporation, espacement des plants, fréquence d'arrosage…). Ce calcul de ETc est souvent présenté sous l'équation simplifiée :
L'évapotranspiration peut être estimée à partir de l'équation d'équilibre de l'eau d'un bassin de drainage (S) :
Avec :
L'évaporation peut donc être calculée à partir de la formule dérivée :
Ce type de modélisation semble peu précis sur une courte période mais assez fiable sur une longue période, pour autant que les mesures de pluie sont précises[44].
La mesure historique repose sur la méthode lysimétrique. En pratique, les variations d'eau sont mesurées sur une petite parcelle de référence aménagée sous forme de bassin avec un lysimètre. Cet appareil de mesure permet de mesurer (par pesée) la variation d'eau (ΔS) dans le bassin (eau contenue dans le sol et les plantes). Le lysimètre permet également de récupérer et mesurer l'eau drainée (D) vers le sous-sol. L'eau de ruissellement (Q) est récupérée (par exemple avec des rigoles installées en bordure du bassin) pour être mesurée. Les précipitations (P) sont mesurées avec un pluviomètre.
Ces mesures permettent ainsi de déterminer l'évapotranspiration du bassin délimité. Cette évapotranspiration de référence (ETo) permet ensuite d'estimer ou calculer l'évaporation d'un couvert végétal quelconque, de plus vaste étendue ou d'une autre nature végétale.
Une autre méthode est utilisées, le bilan d'eau par les variations d'humidité dans le sol[46].
Cette méthode consiste à prendre pour référence une tranche d'air atmosphérique au-dessus d'un couvert végétal. L'évapotranspiration est déduite par la mesure et comparaison de l'eau contenue dans cette zone de référence.
La mesure de covariance des turbulences est une méthode commune d'estimation, avec l'emploi de différents instruments de mesure : anémomètre sonique à trois directions, hygromètre à krypton à champ ouvert[47]…
D'autres méthodes sont utilisées : le bilan d'énergie, la méthode des flux de sève, les données satellite[46].
Dans une approche physique, la transformation de l'eau en vapeur est considérée selon ses aspects énergétiques. Par cette approche, l'évapotranspiration (ET) correspond au flux de chaleur latente (LE) dans l'équation du bilan d'énergie suivant[48] :
Avec
En négligeant ΔCO2 (2-3 % de l'énergie) et ΔM, la formule peut être simplifiée[48] et l'évapotranspiration est donc estimée d'après les données mesurées et calculées du rayonnement net et des autres flux de chaleur. Sous cette forme, cette approche est également appelée « ratio de Bowen » (méthode d'autant moins fiable que l'environnement est sec[49]).
À l'échelle d'un petit couvert végétal, les échanges d'énergie peuvent être mesurés sur le terrain avec différents appareils : le rayonnement net est mesuré par un pyrradiomètre. Le flux de chaleur dans le sol est mesuré par un fluxmètre. Les flux de chaleur sensible et latente sont calculés à partir de mesures différentielles de température ambiante et humide de psychromètres placés.
À l'échelle régionale, les échanges d'énergie peuvent être mesurés par certains satellites de télédétection ; leurs radiomètres mesurent les luminances spectrales au sommet de l'atmosphère, pour différentes longueur d'onde (visible, infrarouge, infrarouge thermique…), les albédos et températures de surface, et les indices de végétation. Ces données sont ensuite analysées par différentes méthodes, à l'exemple des algorithmes SEBAL (en) ou S-SEBI[48].
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