L'objectif de ce module est de vous aider à développer une compréhension des éléments du cycle hydrologique afin d'utiliser plus efficacement les sources de données et les outils de prévision.
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L'hydrologie est l'étude scientifique des eaux de la planète. L'hydrologie examine les propriétés de l'eau ainsi que sa présence, sa répartition et ses mouvements planétaires.
Le cycle hydrologique est souvent appelé cycle de l'eau. C'est le mouvement vertical et horizontal de l'eau sous forme de vapeur, de liquide ou de solide entre la surface de la terre, le sous-sol, l'atmosphère et les océans.
Le bilan
Apports (A) – Sorties (S) = ± Variation des réserves (R)
ou
A – S = ± ΔR
(Également appelé équation de continuité pour décrire le principe de conservation de la masse.)
La quantité d'eau d'un espace hydrologique donné peut être calculée de manière générale en utilisant la méthode du bilan hydrologique. Le volume d'eau en tout point d'un système hydrologique peut être considéré simplement comme la différence entre les apports et les sorties du système et le changement de réserves qui en résulte. En d'autres termes, le flux entrant moins le flux sortant équivaut à un changement dans les réserves.
Les hydrologues l'appellent aussi équation de continuité ou principe de conservation de la masse. D'autres formules plus complexes sont également utilisées en hydrologie. Il s'agit notamment de méthodes d'estimation de la vitesse de l'eau, du mouvement de l'eau à travers un réseau de chenaux de cours d'eau et du mouvement de l'eau à travers le sol, parmi d'autres processus physiques.

L'hydrologie est l'étude des eaux de la planète. Elle examine les propriétés de l'eau ainsi que sa présence, sa répartition et son mouvement planétaires. La méthode du bilan hydrologique tient compte des apports, des sorties et du stockage de l'eau, ce qui permet de suivre la quantité et le mouvement de l'eau dans le bassin versant.
La quantité d'eau dans un espace hydrologique donné à un moment précis peut être calculée de manière générale comme _____.
(Choisissez la bonne réponse.)
La bonne réponse est d) le bilan entre l'eau entrant et sortant d'un espace hydrologique donné.

L'eau dans le cycle hydrologique est répartie sous différentes formes. Afin de comprendre la nature de l'eau, nous devons examiner comment et où l'eau est répartie et comment l'eau se déplace entre les différentes formes de stockage.
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Les océans stockent plus de 97 % de l'eau de la planète sous forme d'eau de mer. L'eau de mer est différente de l'eau douce et contient généralement environ 35 grammes par litre de solides dissous, dont la plupart sont du chlorure de sodium. L'eau douce contient généralement 1 gramme par litre ou moins de solides dissous et forme les cours d'eau et la plupart des lacs de la terre.
La quantité de solides dissous détermine comment l'eau est utilisée dans les écosystèmes et influence certaines propriétés physiques de l'eau.

La zone où un océan ou une mer et un fleuve se rencontrent est un estuaire, un type d'écosystème important. L'eau de mer et l'eau douce s'y mélangent et les influences des marées y sont présentes. Les sécheresses ou les inondations peuvent affecter un estuaire et avoir des conséquences environnementales et économiques importantes.

Bien que l'eau douce soit classée jusqu'à un gramme par litre de solides dissous, un niveau de qualité de l'eau de 0,5 gramme par litre ou plus n'est pas souhaitable pour la consommation et de nombreuses utilisations industrielles. Avec 35 grammes par litre de solides dissous, l'eau de mer est environ 3 % plus dense que l'eau douce. A noter: L'eau douce a de multiples usages en plus de la consommation (par exemple, l'irrigation et l'industrie).

Les calottes glaciaires polaires et les glaciers représentent un peu plus de 2% de l'eau de la terre. Les manteaux neigeux des montagnes sont une importante source d'eau, en particulier dans les régions arides et semi-arides. Dans certaines régions, la neige représente une part importante des précipitations annuelles.

La prévision du ruissellement de fonte des neiges est un processus compliqué qui implique l'estimation des changements de l'équivalent en eau de la neige, ou EEN, du manteau neigeux au cours du temps. Il est également important d'examiner les budgets énergétiques et les propriétés de la surface du sol.

Le stockage et la répartition des eaux de surface a lieu dans les lacs, les étangs, les rivières et les cours d'eau et représentent moins de 0,01 % de l'eau de la terre.
À tout moment, le volume d'eau dans un lac dépend de la quantité d'eau qui entre et sort du lac. L'eau quitte un lac soit par un exutoire pour laisser l'eau s'écouler en aval, soit par évaporation, transpiration des plantes, infiltration dans le sol, élimination artificielle ou toute combinaison de ces processus.

À lui seul, on estime que le lac Baïkal en Russie contient environ 20 % de l'eau douce disponible à la surface de la terre. Le point le plus profond du lac Baïkal est de 1 637 mètres. Le plus vieux lac du monde (25-30 millions d'années), il mesure 636 km de long sur 80 km de large et possède 2 100 km de côtes. Son bassin est composé de trois dépressions sous-marines, qui contiennent ensemble un volume de 23 600 km3 d'eau.

Les eaux souterraines se trouvent généralement dans l'aquifère, une zone sous la surface de la terre composée de roches non consolidées et de particules de sol. Cette zone a la capacité de laisser circuler et de stocker ou restituer de l'eau pour l'extraction. Moins de 1 % des réserves totales en eau de la terre sont stockées sous forme d'eau souterraine ou d'humidité du sol.
Les divers termes utilisés pour décrire les systèmes aquifères sont illustrés dans cette figure. Ces caractéristiques sont traitées plus en détail dans la section Eaux souterraines de ce module.
Les sources sont presque entièrement alimentées par les eaux souterraines. Si suffisamment d'eau souterraine est prélevée des réserves et que la nappe phréatique locale est abaissée, le débit de base, qui correspond à l'écoulement de l'eau des cours d'eau pendant les périodes sans précipitation ou sèches, diminuera et les sources pourraient disparaître.
Faites correspondre la localisation des réserves en eau au pourcentage de l'eau totale de la terre.
(Utilisez la case de sélection pour choisir la réponse qui complète le mieux l'énoncé. Chaque réponse ne doit être utilisée qu'une seule fois)

L'eau atmosphérique provient de la répartition et du transport de la vapeur d'eau par transpiration, évaporation et sublimation.
Dans de nombreuses régions de la planète, les précipitations sont le seul moyen d'acheminer l'eau douce vers ces zones.
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La condensation est le changement de phase de l'eau d'un état de vapeur à un état liquide. Ce processus libère de l'énergie sous forme de chaleur latente et est nécessaire pour créer des précipitations. Pour la plus grande partie de la terre, les précipitations sont le facteur le plus important contrôlant le cycle hydrologique local.
Le type de précipitation, comme la pluie, la neige ou la grêle par exemple, le calendrier saisonnier et la répartition par zone sont tous des facteurs que l'hydrologue doit prendre en compte lors de l'étude d'une région.

Traditionnellement, les précipitations ont été mesurées avec des pluviomètres. Un inconvénient est qu'un pluviomètre est une mesure ponctuelle. Même avec un réseau de stations, il y aura des lacunes surfaciques dans les données. De plus, certaines stations ne sont lues qu'une fois par jour, ce qui empêche de mesurer l'intensité des averses. De plus, les pluviomètres sont sujets à des dysfonctionnements mécaniques et électriques. L'hydrologue doit garder à l'esprit tous ces problèmes lors de l'estimation des précipitations moyennes pour un bassin.

Les quantités de précipitations surfaciques pour un bassin versant spécifique peuvent être déterminées par diverses méthodes. L'une des plus simples consiste à faire la moyenne de toutes les valeurs du réseau de stations pour une période donnée. Une autre approche consiste à pondérer les mesures de chaque station en utilisant des polygones de Thiessen. Les polygones de Thiessen sont déterminés en créant des limites de zone équidistantes de chaque station. Les contours d'isohyètes, c'est-à-dire les courbes de niveau d'égale précipitation, peuvent également être utilisés pour l'estimation des précipitations avec un réseau de stations.
D'autres méthodes pour estimer les précipitations comprennent les observations radar et satellitaires. Le radar a l'avantage de fournir des estimations de précipitations à haute résolution et détectées directement, tandis que les satellites fournissent des estimations mesurées indirectement au moins plusieurs fois par jour.

Les mesures radar présentent également des problèmes occasionnels et d'autres considérations auxquelles les hydrologues doivent faire face, tels que le blocage du faisceau par la topographie et le fait que le faisceau radar ne mesure pas les précipitations au sol, mais mesure plutôt les hydrométéores le long d'un trajet à environ 0,5 degré au-dessus de l'horizon.
Pour plus d'informations sur le fonctionnement des radars ainsi qu'une liste des grands réseaux de radars, veuillez consulter la section « ressources supplémentaires » à la fin de ce module.

Les satellites géostationnaires (GOES) et à orbite polaire (POES) sont utilisés pour les estimations des précipitations, en particulier dans les zones sans réseau de radars ou de pluviomètres. Pour plus de détails sur les estimations des précipitations par satellite, veuillez consulter la section « ressources supplémentaires » à la fin de ce module.
Le résultat final de ces diverses méthodes est de fournir à l'hydrologue une estimation de la quantité de précipitations tombée sur une région. Si des pluviomètres enregistreurs ou des radars sont utilisés, les intensités des averses peuvent également être déterminées. Le taux de précipitations (intensité) est une information utile qu'un hydrologue peut utiliser pour mieux estimer le ruissellement de surface.

L'évaporation est le passage de l'eau d'un état liquide à un état vapeur, à l'opposé de la condensation. Chaque fois que de l'eau liquide est en contact avec l'atmosphère, une évaporation peut se produire. Dans les régions arides, l'évaporation à partir d'une surface d'eau peut atteindre 2 000 mm par an.

Il existe plusieurs façons de mesurer l'évaporation. Toutes ont des limitations d'une sorte ou d'une autre. L'une des méthodes les plus simples est un bac d'évaporation. La baisse quotidienne du niveau d'eau est une indication de l'évaporation de l'eau libre en surface.
Le paradoxe de l'évaporation en bac résulte d'un conflit entre les résultats attendus et les observations réelles. Des études indiquent que la surface de la terre s'est réchauffée en moyenne d'environ 0,15 °C par décennie au cours des 50 dernières années. Pourtant, dans le même temps, il y a eu une diminution des valeurs d'évaporation des bacs entre 1950 et 1990 sur la base des données des États-Unis et de l'ex-Union soviétique. Un air plus chaud et plus sec près de la surface terrestre devrait augmenter le taux d'évaporation, mais cela ne s'est pas produit. Ce résultat inattendu est appelé le paradoxe de l'évaporation en bac.
Des études supplémentaires sont menées pour examiner les plages de température diurnes et l'insolation solaire afin de comprendre comment ces facteurs affectent l'évaporation dans un climat global plus chaud.

Une autre méthode de mesure de l'évaporation utilise un dispositif appelé lysimètre. Ces dispositifs sont placés dans le sol, collectent l'eau du sol et mesurent la variation de masse due à la perte d'eau pour un volume de sol. La masse d'eau du sol change au fur et à mesure que l'eau s'évapore.
Les types de lysimètres sont nommés à pesée, sans tension et à tension. Le type de lysimètre à pesée mesure la variation de poids dans un volume de terre. Le type de lysimètre sans tension recueille l'eau du sol qui s'infiltre naturellement verticalement à travers les sols, en d'autres termes, l'eau qui est influencée par la gravité. Le type de lysimètre à tension utilise un vide appliqué pour soutirer doucement l'eau du sol à travers un matériau poreux.
Les lysimètres sans tension sont conçus pour capter l'eau du sol qui pourrait autrement s'écouler vers les eaux souterraines ou vers les horizons inférieurs du sol. En revanche, les lysimètres à tension sont conçus pour capter l'eau du sol que les racines pourraient absorber.

Enfin, l'évaporation peut être estimée à partir de mesures météorologiques. Plusieurs caractéristiques physiques affectent l'évaporation, comme la température de l'air, la température de l'eau, le débit d'air à la surface de l'eau et le déficit de pression de vapeur (hygrométrique).
Le déficit hygrométrique est une mesure de la « sécheresse » de l'air, ou de la quantité de vapeur d'eau nécessaire pour saturer l'air. Des déficits hygrométriques élevés ont tendance à se produire avec une faible humidité relative. Il en résulte un plus grand potentiel d'évaporation car il y a plus de pression de vapeur qui s'élève des surfaces humides que celle descendant de l'atmosphère. A l'inverse, un faible déficit de pression de vapeur se produit avec une humidité relative élevée. Il en résulte une diminution du potentiel d'évaporation car la quantité de pression de vapeur descendant de l'atmosphère est presque égale à la pression de vapeur provenant des surfaces humides.

La transpiration est le processus par lequel l'humidité du sol est absorbée par le système racinaire de la plante et finit par s'évaporer. L'effet combiné de l'évaporation et de la transpiration est souvent appelé évapotranspiration, ou ET, et constitue généralement la plus grande composante de perte du système hydrique du sol.

Le type de végétation, la densité de la canopée et la couverture végétale influencent directement la quantité d'eau du sol soutirée du bassin versant par la transpiration. Les caractéristiques spécifiques des plantes comme le type et la profondeur des racines, la quantité d'eau entrant et sortant du feuillage et la lumière réfléchie par la surface de la plante sont tous des facteurs importants.
Les plantes telles que les graminées, la végétation arbustive et certaines cultures agricoles ont des saisons de croissance plus courtes, et donc des périodes de transpiration plus courtes, que la végétation forestière.


Dans une forêt, les arbres à feuilles caduques transpirent généralement sur une période plus courte que les conifères. Les taux de transpiration des arbres sont généralement parmi les plus élevés de toutes les plantes. Par exemple, un pin de Monterey à maturité peut avoir une consommation d'eau quotidienne maximale d'environ 350 kg par jour alors qu'un Eucalyptus peut avoir une consommation d'eau quotidienne maximale de seulement 140 kg par jour. Les conditions météorologiques, l'âge, la surface foliaire et le type de feuille influencent tous la transpiration des plantes.

La sublimation est la conversion directe de la neige et de la glace en vapeur d'eau atmosphérique. Grâce à ce processus, la teneur en eau d'un manteau neigeux peut diminuer sans fondre.
La sublimation provoque un refroidissement important du manteau neigeux. L'énergie nécessaire à la sublimation est d'environ 680 calories par gramme de glace contre 80 calories par gramme pour la fonte. En d'autres termes, l'énergie utilisée pour la sublimation d'un gramme de manteau neigeux est la même quantité d'énergie nécessaire pour faire fondre 8,5 grammes de manteau neigeux.
La sublimation est améliorée dans des conditions de faible humidité et de vent. Certaines régions peuvent perdre de gros pourcentages du manteau neigeux dans les bonnes conditions. Cependant, lorsque ces conditions météorologiques n'ont pas lieu, très peu de manteau neigeux peut être perdu par sublimation.
Par quelle transformation l'eau liquide devient vapeur d'eau atmosphérique ?
(Choisissez la bonne réponse.)
La bonne réponse est c) évaporation
La transpiration des plantes peut être affectée par de nombreux facteurs. Lequel des éléments suivants n'est pas un facteur dans la détermination du taux de transpiration ?
(Choisissez la bonne réponse.)
La bonne réponse est c) la zone de drainage

L'eau de surface est la partie du cycle de l'eau qui concerne l'écoulement de l'eau liquide à la surface de la terre. Chaque fois que l'eau se déplace vers la surface et s'y écoule, elle peut être classée comme eau de surface. Par exemple, une fois que les précipitations touchent le sol et commencent à ruisseler, elles deviennent de l'eau de surface. Lorsque l'eau souterraine surgit à la surface, par exemple une source de montagne, elle est appelée eau de surface.
Les eaux de surface comprennent toutes les rivières et cours d'eau, lacs et réservoirs, ou toute autre eau qui se trouve à la surface de la terre.
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L'infiltration est définie comme le mouvement de l'eau à travers la surface du sol dans le profil du sol. L'infiltration est le moyen par lequel les réserves d'eau souterraine sont rechargées et l'eau est rendue disponible pour soutenir la végétation.
Les termes infiltration et percolation sont souvent utilisés de manière interchangeable, cependant, la percolation fait spécifiquement référence au mouvement de l'eau dans le sol, tandis que l'infiltration fait référence à l'eau entrant à la surface du sol.
Le taux d'infiltration est la quantité d'eau qui pénètre dans le sol au cours d'une période de temps donnée. Le taux d'infiltration est directement influencé par la texture du sol, la couverture du sol, la teneur en eau du sol, la température du sol, le type et l'intensité des précipitations.
La capacité d'infiltration, qui réunit l'infiltration de surface et la percolation, est souvent exprimée en profondeur d'eau par unité de temps, généralement en millimètres par heure ou en centimètres par heure. Chaque fois que le taux de précipitation est supérieur à la capacité d'infiltration, un ruissellement de surface se produit.

Le sol est composé de particules minérales, de matière organique et d'espace poreux, qui est le vide ou l'espace interstitiel entre les particules du sol. Le volume de particules minérales est d'environ 45 %. Le volume des pores est généralement compris entre 40 et 60 %, selon la texture du sol. Les pores peuvent être remplis d'eau ou d'air et leurs proportions varieront avec le temps.
Le degré auquel les espaces interstitiels sont remplis d'eau détermine les conditions d'humidité du sol.

Si les espaces interstitiels sont complètement remplis et que l'eau s'écoule librement du sol sous l'influence de la gravité en tant qu'« eau de gravité », alors le sol est dit saturé. Quand l'eau s'écoule du sol, certains pores se remplissent d'air et de vapeur d'eau. Lorsque les pores ne se drainent plus sous l'effet de la gravité, la tension capillaire de l'eau maintient l'eau en place. Certains des pores les plus gros se seront drainés, mais la plupart contiennent encore de l'eau. À cette étape, on dit que le sol se trouve à sa « capacité au champ ».
Si l'eau continue d'être retirée du sol par évapotranspiration, une plus grande partie de l'espace interstitiel se videra d'eau. Lorsque ce processus se poursuit, seule se maintient l'eau étroitement retenue autour des particules de sol. A un certain moment, la tension de l'eau sur la particule du sol devient si forte que l'eau ne peut plus être utilisée par les racines des plantes. C'est ce qu'on appelle le "point de flétrissement".
La quantité de pluie qui peut s'infiltrer dans un volume donné de sol est déterminée par l'espace interstitiel disponible dans le sol.
Par exemple, un volume donné de sol avec le niveau d'humidité du sol à la capacité au champ infiltrera moins de précipitations que le même volume de sol au point de flétrissement. Ainsi, il est très important de connaître les conditions d'humidité du sol lorsque l'on souhaite modéliser le ruissellement d'une averse.

La texture du sol détermine la quantité d'eau retenue pour différentes conditions d'humidité. Les sols de type argileux ont de très petites particules minérales et de très petits pores. Les sols sableux ont des particules minérales plus grosses et donc des espaces poreux plus grands. Bien que cela puisse sembler contre-intuitif, des espaces poreux plus petits dans un sol argileux sont la cause en réalité d'une plus grande quantité d'espace interstitiel total que dans un volume équivalent de sol sableux.

L'argile contient donc un pourcentage plus élevé d'eau à la capacité au champ par rapport aux autres types de texture de sol. Les sols sableux, en revanche, sont composés de particules minérales plus grosses et un espace poreux plus grand, mais ont un pourcentage de porosité plus faible et un pourcentage d'humidité du sol correspondant à la capacité au champ et au point de flétrissement inférieur par rapport à l'argile. Pour des sols à texture sableuse, le sol devient saturé à un pourcentage d'humidité du sol beaucoup plus faible.
Le mouvement de l'eau dans le sol est également influencé par sa texture. Une fois que l'eau s'est infiltrée dans le sol, elle écoule vers le bas. Les sols à texture sableuse permettent un mouvement de l'eau plus rapide que les sols à texture argileuse. Par conséquent, un sol à texture argileuse conservera des conditions d'humidité du sol plus élevées pendant une période plus longue après les précipitations qu'un sol à texture sableuse.

En termes simples, le ruissellement est la partie des précipitations qui ne s'infiltre pas dans le sol. Dans le cas d'une zone goudronnée, le ruissellement attendu serait égal à la quantité de pluie moins l'évaporation et une toute petite quantité de stockage en surface.
Lorsque le sol devient saturé, moins d'infiltration a lieu. Pour des averses identiques, la quantité de ruissellement pluvial variera en fonction des conditions d'humidité du sol.

Parfois moins d'infiltration est possible en raison d'une averse précédente. La quantité d'eau qui s'est infiltrée lors d'une averse antérieure augmente l'humidité présente du sol. Cela signifie que le sol ne peut pas absorber autant d'eau que précédemment. Cela se traduit par une diminution du taux d'infiltration et plus de ruissellement de surface dû à la dernière tempête.

Un graphique d'écoulement est appelé un hydrogramme. La forme de l'hydrogramme est influencée par les caractéristiques de l'averse et du bassin versant. Les caractéristiques des averses comprennent la quantité, la durée, l'intensité et la distribution spatiale des précipitations. Les facteurs du bassin versant comprennent la taille et la forme du bassin, la pente globale du bassin, la topographie, le type de sol, la végétation, le réseau et la configuration de drainage, l'utilisation des terres et l'humidité du sol au moment de l'averse.

Une question cruciale est de pouvoir déterminer exactement ce qui constitue le ruissellement. L'une des composantes est l'eau que l'on voit couler à la surface du sol. Lorsque l'eau s'infiltre, une partie de l'eau s'écoulera juste sous la surface. C'est ce qu'on appelle l'écoulement hypodermique ou l'écoulement de subsurface. Cette partie des précipitations qui s'infiltre dans les couches inférieures alimente les eaux souterraines. L'écoulement des eaux souterraines vers un cours d'eau ou une rivière est appelé débit (ou écoulement) de base. C'est le débit de base qui soutient le débit des cours d'eau pendant les périodes sans précipitation.
Le débit augmente au cours de la courbe de crue ascendante de l'hydrogramme. Après le débit de pointe, la courbe descendante, ou décrue, se produit. La décrue se poursuit jusqu'à la prochaine averse ou jusqu'à ce que le niveau du cours d'eau revienne à une valeur proche du débit observé avant cette averse. En raison de cette dernière averse, la composante de débit de base peut être légèrement augmentée.

Les eaux souterraines sont une partie importante du cycle hydrologique et une source d'eau importante pour de nombreuses régions du monde. Parce que l'eau est souterraine, elle n'est pas soumise aux mêmes taux d'évaporation que la surface d'un lac.
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Un aquifère est un volume souterrain de roches poreuses et/ou fracturées qui contient de l'eau. L'eau souterraine stockée dans l'aquifère est une partie importante du cycle hydrologique. Les chercheurs estiment que 30 % du débit des cours d'eau provient de sources d'eau souterraine. Globalement, environ la moitié de la population mondiale dépend des eaux souterraines pour l'eau potable.
L'aquifère est composé d'eau, de sol, de l'espace vide dans le sol et de roches sous la surface de la terre. L'eau stockée dans l'espace vide est divisée en deux types généraux : libre et captive. Dans les aquifères libres, les eaux souterraines sont en contact avec l'atmosphère à travers les pores des couches supérieures. La surface de la nappe phréatique est appelée la surface piézométrique. Dans les aquifères captifs, l'eau souterraine est limitée par une couche imperméable ou très peu poreuse appelée aquiclude et n'est pas en contact avec l'atmosphère.

Chaque fois que la topographie descend en dessous de la surface de la nappe phréatique, des surfaces d'eau libre comme des lacs, des étangs et des cours d'eau peuvent avoir lieu.

La profondeur de la nappe phréatique peut être cartographiée. Ces cartes illustrent la variabilité de la répartition des eaux souterraines pour un bassin.
Il s'agit d'une carte de la nappe phréatique du comté de Cochise, en Arizona. Cette carte montre une nappe phréatique dont la profondeur varie entre la surface jusqu'à plus de 800 pieds (244 mètres).

Lorsque la nappe phréatique est abaissée, le matériau aquifère produira un certain pourcentage d'eau. Un coefficient de stockage de 0,15 signifie que 15 % du volume total de matériel aquifère est composé d'eau qui s'écoulera librement par gravité. Le reste du volume (85 % dans cet exemple) est composé d'eau qui ne s'écoule pas par gravité et de matériaux solides tels que roche, sable, gravier ou argile. Cela signifie qu'une baisse de 10 unités de la nappe phréatique sur une zone ne produit pas 10 unités de profondeur d'eau. Elle produit 15 % de ces 10 unités ou 1,5 unité de hauteur d'eau.

Le débit d'eau à travers un aquifère peut varier de 1 000 mètres par jour pour les matériaux de type gravier à des millimètres par an pour l'argile et les matériaux similaires. Parce que le mouvement de l'eau à travers un aquifère est beaucoup plus lent que les eaux de surface, les effets climatiques comme les sécheresses ou les périodes humides peuvent être retardés et atténués.

La recharge est l'introduction d'eau de surface dans les réserves des eaux souterraines comme les aquifères. La recharge ou le réapprovisionnement des réserves d'eau souterraine peut se produire de différentes manières. Le type le plus courant est la recharge naturelle, qui consiste en des précipitations ou d'autres écoulements de surface naturels qui s'infiltrent et percolent vers les réserves d'eau souterraine. La recharge artificielle ou induite concerne les méthodes utilisées pour augmenter les réserves d'eau souterraine au-delà de ce qui se produirait naturellement. Les techniques de recharge artificielle comprennent l'épandage (ou l'inondation), les fossés et les techniques de pompage. Un autre type de recharge est la recharge accidentelle. Il s'agit d'actions telles que l'irrigation et les dérivations d'eau qui s'ajoutent aux réserves d'eau souterraine. La recharge peut également faire référence à la quantité d'eau ajoutée à un aquifère.

Le prélèvement est l'extraction artificielle des eaux souterraines à travers un puits/forage ou un réseau de puits/forages.
Lorsque les taux de prélèvement d'eau souterraine sont supérieurs à la recharge d'eau par le sol, un abaissement de la nappe phréatique locale se produit. Ce processus est parfois appelé « surexploitation des eaux souterraines ». Un abaissement de la nappe phréatique autour du puits se produit et est appelé « cône de rabattement ». Si cette situation perdure, un abaissement général de la nappe phréatique se produira.

La subsidence du sol est l'abaissement de la surface du sol suite à des modifications qui se produisent sous terre. Les causes les plus courantes de subsidence du terrain sont dues aux activités humaines telles que le pompage des eaux souterraines ou le drainage des sols organiques (également appelé hydro-compaction).

Lorsque la surface du sol s'abaisse, des problèmes surviennent et peuvent inclure : 1) la modification de l'élévation et de la pente d'un cours d'eau ; 2) les dommages aux infrastructures, telles que les ponts, les routes, les collecteurs d'eaux pluviales, les rues, les égouts, les canaux et les digues ; (3) les dommages aux bâtiments privés et publics; et (4) la défaillance des tubages des forages due aux forces générées par le compactage de matériaux à grains fins dans les systèmes aquifères.

Les signes sur ce poteau indiquent l'altitude approximative de la surface terrestre en 1925, 1955 et 1977. Ce site dans la vallée de San Joaquin au sud-ouest de Mendota, en Californie, a été identifié par les efforts de recherche du Dr Joseph F. Poland (photo) comme l'emplacement approximatif de la subsidence maximale aux États-Unis.

La neige et la glace sont des éléments essentiels du cycle hydrologique, en particulier aux latitudes plus élevées ou dans les régions montagneuses. L'eau stockée à l'état congelé est libérée au printemps, fournissant de l'eau pendant le reste de l'année.
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Un manteau neigeux est constitué d'un mélange de cristaux de glace, d'air, d'impuretés et, s'il fond, d'eau liquide. La fonte de la neige fournit d'importants volumes d'eau aux réseau des cours d'eau. Le moment, le volume et la vitesse de fonte d'un manteau neigeux dépendent de plusieurs caractéristiques du manteau neigeux, de la topographie locale et des conditions météorologiques. Le domaine de la spécialité de l'hydrologie des neiges se concentre sur ces facteurs.

La caractéristique qui intéresse le plus l'hydrologue est la quantité d'eau contenue dans le manteau neigeux. C'est ce qu'on appelle « l'équivalent en eau de la neige » ou EEN. Les facteurs qui affectent le taux de fonte comprennent la température du manteau neigeux, l'albédo (la propriété réfléchissante de la neige), la densité et le volume du manteau neigeux. La vitesse de fusion est également influencée par des facteurs tels que le vent, l'humidité relative, la température de l'air et l'ensoleillement.

Le manteau neigeux subit des changements entre le moment où la neige tombe pour la première fois sur le bassin et la fonte des neiges. Les particules de neige individuelles passent du flocon de neige cristallin tombé lors d'une tempête à une forme de glace plus granuleuse à mesure que des facteurs météorologiques et de l'eau liquide entrent en jeu.
Initialement, la neige à l'intérieur du manteau neigeux se tasse, ce qui entraîne une densité plus élevée. Lorsque le dégel et la fonte commencent à la surface du manteau neigeux, des lentilles de glace peuvent se former. Lorsque le printemps et l'été arrivent dans un bassin, la température de l'air augmente et le manteau neigeux se réchauffe. La température maximale du manteau neigeux ne peut pas dépasser le point de fusion de la glace. Lorsque l'ensemble du manteau neigeux approche cette température, il devient « à maturité » ou isotherme. Lorsque cette condition est remplie, toute énergie supplémentaire ajoutée au manteau neigeux entraînera la fonte de la neige. L'eau liquide est généralement libérée à la base du manteau neigeux. À mesure que le manteau neigeux libère de l'eau, les facteurs de ruissellement augmentent.

Le manteau neigeux étant formé de cristaux de glace, il contient un certain volume d'eau. Au fur et à mesure que la neige fond, de l'eau liquide est libérée. La relation entre le volume d'eau liquide ou équivalent en eau de neige (EEN) et l'épaisseur de la neige dépendra de la densité de la neige. Dans tous les cas, la hauteur de la neige sera toujours plus grande que la hauteur équivalente d'eau liquide produite par le manteau neigeux.

Après la chute de la neige, sa densité augmente en raison du tassement gravitationnel, du tassement du vent, de la fonte et du regel. Les densités de neige sont souvent exprimées sous la forme d'un rapport entre l'épaisseur de la neige et l'équivalent en eau liquide. Par exemple, une unité de liquide peut égaler 20 unités d'épaisseur de neige pour de la neige fraîche. À mesure que la neige devient plus compactée et vieillie, le rapport diminue.
Le pourcentage de teneur en eau de la neige fraîchement tombée varie d'environ 5 % lorsque la température de l'air est d'environ –10 °C à environ 20 % lorsque la température est de 0 °C.

Souvent, la neige qui tombe du côté face au vent d'une chaîne de montagnes de latitude moyenne, en particulier les chaînes avec un littoral du côté face au vent, a tendance à être de densité légèrement plus élevée que celle du côté sous le vent.
Par exemple, du côté face au vent de la chaîne de montagnes, le pourcentage d'eau contenue dans le manteau neigeux peut être d'environ 20 à 30 % en hiver et augmenter de 30 à 50 % au printemps. Cependant, du côté sous le vent, la densité du manteau neigeux est généralement moindre, car les conditions météorologiques y sont généralement plus sèches et parfois plus froides. Le pourcentage d'eau contenue dans le manteau neigeux dans cette zone varie de 10 à 20 % en hiver et de 20 à 40 % au printemps.
La relation suivante peut être utilisée pour calculer l'équivalent en eau liquide d'un manteau neigeux, si l'épaisseur de la neige est connue ou peut être estimée :
Épaisseur de neige x rapport neige-eau = équivalent en eau de neige
Par exemple, si l'épaisseur de neige était de 125 centimètres et que le rapport neige-eau était de trois pour un, l'eau liquide estimée dans le manteau neigeux serait :
125 cm de neige x 0,33 = 41,7 cm d'eau liquide
Le programme COMET® est parrainé par le service météorologique national de la NOAA (NWS), avec un financement supplémentaire de :