Hidrológiai Közlöny 1949 (29. évfolyam)

5-6. szám - Értekezések - M. PARDÉ: Les facteurs géographiques du bilan annuel de l'écoulement fluvial (Grenoble)

ratures de 17,7° et 15 5°, cónditions qui vaudraient d'aprés les abaques de Wundt (fig, 4), correspondant á une forte précipitation estivale, environ 590 et 550 mm de perteD'autre part. la température moyenne décroissant quand augmente l'altitude, celle-ci ne peut que nuire á l'évaporation, donc an deficit; et, de fait, dans les trés hánts bassins alpestres suisses (fig. 5), si les totalisiateurs disent vrai, on aurait les médiocres pertes suivantes (tableau I): TABLEAU L. — I. TÁBLÁZ AT. Bassin Medence Précipitation Csapadék Altitude moyenne Közepes magasság Perte Veszteség Aar supérieur avant Griinsel 2415 mtu 2708 m 220 mm Visp de Saaa 1910 2850 288 Salanfe 1948 2329 278 Bassin de Davos 1085 1930 27r> Haut Waggital.,. 2433 1360 326 Le regretté 0. Lütschg, qui a dirigé ces observations, les avait d'abord traduites pour les Alpes suisses par l'équation suivante: D = — 0,0074. H + 42, (16) H étant l'altitude moyenne du bassin au-dessus du niveau de la mer. Le déficit diminuerait donc de 7 mm par 100 métres de dénivellation verticale, en vertu de cette fonction. En corrélation avec ces recherches, la formule plus haut citóe de Coutagne pour les Alpes franfaises, d'aprés le coefficient de nivosité. qui exprime la température sous l'effet de l'altitude, indique des valeus trés faibles du déficit: par exemple, 276 mm pour l'Arve avant Chamonix. A vrai dire, les ibasses températures des Alpes sembleraient vouloir des déficits plus petits encore, d'aprés ce qu'on observe dans les plaines russes et finlandaises. Mais, la grandeur des cbutes totales sur cés montagnes et la sécheresse relative de l'air (v. plus loin le facteur humidité), en dehors des jours de précipitations, puis les faibles pressions atmosphériques, exercent une action inverse en accroissant l'évaporation. D'oú cette formule de Coutagne qui corrige l'expression générale: D = 210 + 30 T, en la multipliant par le coefficient 760 — , B étant la pression atmosphérique normálé B en millimétres á l'altitude moyenne du bassin considéré. On notera que dans ces hauts bassins, le déficit ne peut étre que le maximum compatible avee les conditions locales, en raison de la forte pluviosité. Ailleurs que dans les Alpes, le röle thermique de l'altitude est net; c'est certainement lui qui déprimerait, an dessous de 800, ou mérne de 700 mm peut-étre, les déficits pour des fleuves tropicaux ou subtropicaux á précipitations avant tout 5 Notons que ces résultats dépendent non seulement des faoteurs climatiqiu.es, mais pour un indice donné, du relief et de la nature du sol qui facilitent, ou empéohent plus ou moins le ruásselement .iusqu'á une mer non fermée. estivales: Irrawady, Fleuve Rouge, Yang tsé Kiang. C'est du moins ce que semblent établir, inalgré l'insuffisance des données, diverses inductions concordantes. Conoentration des p 1 u i e s dans le ternps On a d'abord posé comme principe universel qu'une fréquenee marquée des pluies réduit le déficit, si, comme cela dóit étre la régle, elle s'aecompagne d'une humidité relative élevée; et oependant le grand nombre des petites pluies réduisant la masse du ruissellement rapidé au profit de l'infiltration dóit favoriser l'évaporation. Donc la concentration des dhut.es d'eau en peu de jours et de mois dóit restreindre fort souvent dans une proportion considérable le déficit. Et, de fait, il parait bien que, dans les régions intertropicales d'altitude médiocre, 600 millimétres tombant á raison de 50 millimétres pendant chaque mois de l'année seraient entiéremenit perdues á moins de protection par une perméabilité spéciale, tandis que le mérne totál frappant le sol en deux ou trois mois produira gráce á la saturation du sol, et au faible temps laissé á l'évaporation pour agir, un écoulement fluvial appréciable. D'ailleurs, en ceci encore. réapparait le röle de l'humidité relative, á laquelle on s'attachera bientöt. Car de fortes concentrations pluviales en un temps bref s'accompagneront logiquement d'une humidité atmosphérique plus qu'ordinaire qui, pendant la phase principale de l'éooulement, empéchera l'évaporation de prélever un gros tribut. A ces points de vue, ce qu'on exposera cidessous sur l'influenco du relief et de la porosité offre une grandé importance. Pour résumer ces réactions compliquées, disons que la concentration des pluies en fortes a verses atténuera le déficit si elle n'a pas pour contre partié une augmentation trop marquée de la sécheresse en dehors des saisons ou des jours pluvieux, et si la topographie et la géologie du bassin ne comportent pas un emmagasinement durable en surface ou á proximité de la surface, aprés les pluies. Indice cl' a r i d i t é Etánt donnée la collaboration des températures et des chutes d'eau pour l'attribution de va'leurs données aux termes du bilan hydrologique annuel, on éprouve la tentation de lier ceuxci aux deux facteurs á la fois comme l'ont fait Wundt et Coutagne• (Fig. 6.) On a eu aussi la pensée de eheroher s'il n'existe point des rapports entre le déficit ou le quotient d'écoulement et une fonction climatique imaginée par l'illustre géographe francais M- De Martonne, et que celuici appelle: l'indice d'aridité (il vaudrait mieux dite: d'humidité puisque la valeur croit quand 1'humidité augmente). D'aprés M. De Martonne, l'indice: a = P:(r + 10). (17) Selon ses valeurs, on a une végétation plus ou moins riche et une tendance plus ou moins nette á l'absen,ce d'écoulement (areisme desertique), á l'endoreisme ou écoulement dans des bassins fermés, ou enfin á l'éooulement d'abondance variée vers les mers libres et les océans (exoreisme)5 On serre la question de bien plus prés en calculant les indices mensuels snccessifs: .134