Teneur en eau (milieux poreux)

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Représentation schématique des trois phases composant un sol et notations : à gauche, les volumes d'air, des grains du sol et de l'eau ; à droite, les poids (W pour l'anglais weight) d'eau et des grains.

En physique des milieux poreux, on désigne par teneur en eau la quantité d'eau contenue dans un échantillon de matière, par exemple un échantillon de sol, de roche, de céramique ou de bois, la quantité étant évaluée par un rapport pondéral ou volumétrique. Cette propriété intervient dans un large éventail de disciplines scientifiques et techniques, et s'exprime comme un rapport ou quotient, dont la valeur peut varier entre 0 (échantillon complètement sec) et (pour la teneur « volumétrique ») la « porosité à saturation » du matériau.

Notions fondamentales[modifier | modifier le code]

Définition[modifier | modifier le code]

En mécanique des sols et des roches, la définition de la teneur en eau est pondérale[1] :

w = \frac{W_w}{W_s}

W_w est le poids d'eau et W_s est le poids des grains, ou fraction solide.

En physique des milieux poreux, en revanche[2], la teneur en eau est plus souvent définie comme un taux volumétrique θ :

\theta = \frac{V_w}{V}

V_w est le volume d'eau et V = V_s + V_v = V_s + V_w + V_a est le volume total (c'est-à-dire le volume du sol + volume d'eau + volume d'air). Pour passer de la définition pondérale (celle des ingénieurs) à la définition volumétrique utilisée par les physiciens, il faut multiplier la teneur en eau (au sens des ingénieurs) par la densité du matériau sec.

Plage de variation de la teneur en eau[modifier | modifier le code]

En mécanique des sols et en génie pétrolier, on définit également :

  • la porosité n= V_v / V, où V_v désigne le volume des « vides » ou volume des pores ;
  • le degré de saturation, S_r, comme :
S_r = \frac{V_w}{V_v} = \frac{V_w}{nV_b} = \frac{\theta}{n}.

Le degré de saturation Sr peut prendre toute valeur entre 0 (matériau sec) et 1 (matériau saturé). En réalité, Sr n'atteint jamais ces deux valeurs extrêmes (les céramiques portées à des centaines de degrés contiennent toujours quelques ‰ d'eau), qui sont des idéalisations physiques.

La teneur en eau w varie, elle, entre 0 et n \times \gamma_w / \gamma_s, où \gamma_w, et \gamma_s désignent respectivement le poids volumique de l'eau (soit 10 000 N/m3 à °C) et le poids volumique du sol sec (un ordre de grandeur est 27 000 N/m3).

Mesure de la teneur en eau[modifier | modifier le code]

Méthodes directes[modifier | modifier le code]

La teneur en eau peut être mesurée directement en pesant d'abord l’échantillon de matériau, ce qui détermine une masse : m_{\text{h}}, puis le pesant après l'avoir passé dans une étuve pour faire s'évaporer l'eau : on mesure ainsi un poids m_{\text{s}}, nécessairement inférieur au précédent.

On obtient alors la valeur de la teneur en eau selon la relation :

w  = \frac{m_h - m_s}{m_s}

Pour les bois, on convient de rapporter la teneur en eau à la capacité de séchage de l'étuve (c'est-à-dire en maintenant l'étuve à 105°C pendant 24 heures). La teneur en eau joue un rôle essentiel dans le domaine du séchage des bois.

Méthodes de laboratoire[modifier | modifier le code]

On peut également atteindre la valeur de la teneur en eau par des méthodes de titration chimique (par exemple le titrage Karl Fischer), en déterminant la perte de masse à l'étuvage (par usage aussi d'un gaz inerte), ou par lyophilisation. L'industrie agro-alimentaire fait grand usage d'une méthode dite « de Dean-Stark ».

Le mémento édité chaque année par l’American Society for Testing and Materials Standards propose d'estimer la teneur en eau évaporable dans le composite avec la formule suivante :

p = \frac{W-D}{D}

W est le poids initial de l'échantillon, et D le poids de l'échantillon desséché.

Méthodes géophysiques[modifier | modifier le code]

Il existe plusieurs méthodes géophysiques permettant d'estimer la teneur en eau d'un sol in situ. Ces méthodes plus ou moins intrusives mesurent des propriétés géophysiques du milieu poreux (permittivité, resistivité, etc.) pour inférer la teneur en eau. Elles nécessitent donc souvent l'emploi de courbes de calibration. On peut citer :

Dans la recherche agronomique, on utilise fréquemment des capteurs géophysiques pour contrôler en continu l'humidité d'un sol.

Mesure à distance par satellite[modifier | modifier le code]

Les forts contrastes de conductivité électriques entre sols humides et sols secs permettent d'obtenir une estimation de l'état d'imbibition des sols par émission de micro-ondes depuis des satellites. Les données tirées des satellites émetteurs de micro-ondes tels WindSat, AMSR-E, RADARSAT, ERS-1-2 sont exploitées pour estimer la teneur en eau de surface à grande échelle[4].

Classification et emploi[modifier | modifier le code]

Physique des sols[modifier | modifier le code]

En pédologie, en hydrologie et en agronomie, le concept de teneur en eau joue un rôle important pour la réalimentation des nappes, l’agriculture, et l’agrochimie. Plusieurs recherches récentes sont consacrées à la prédiction des variations spatio-temporelles de teneur en eau. L’observation révèle que dans les régions semi-arides, le gradient de teneur en eau croît avec l'humidité moyenne, que dans les régions humides, il décroît ; et qu'il atteint un pic dans les régions tempérées aux conditions d'humidité normales[5].

Dans les mesures physiques, on s'intéresse généralement aux quatre valeurs caractéristiques de teneur en eau suivantes (teneur volumétriques) :

Nom Notation pression de succion
(J/kg or kPa)
teneur en eau caractéristique
(vol/vol)
Description
Teneur en eau max. θs 0 0,2–0,5 saturation, égale à la porosité effective
Capacité au champ θfc −33 0,1–0,35 teneur en eau atteinte après 2–3 jours de pluie ou d’irrigation
stress hydrique θpwp ou θwp −1500 0,01–0,25 teneur en eau minimum supportable
teneur en eau résiduelle θr −∞ 0,001–0,1 Eau adsorbée résiduelle

Et finalement, la teneur en eau utile, θa, équivalente à :

θa ≡ θfc − θpwp

peut varier de 0,1 pour un sable à 0,3 dans la tourbe.

Agriculture[modifier | modifier le code]

Lorsqu'un sol se dessèche, la transpiration des plantes augmente brusquement parce que les particules d'eau sont plus fortement adsorbées par les grains solides du sol. Sous le seuil de stress hydrique, les plantes ne sont plus capables d'extraire l'eau du sol : elles cessent de transpirer et se fânent. On qualifie de sécheresse ces conditions dans lesquelles un sol ne permet plus la croissance des végétaux, et ce point est très important dans la gestion de l'irrigation. Ces conditions sont fréquentes dans les déserts et les régions semi-arides.

Certains professionnels de l’agriculture commencent à recourir à la métrologie des teneurs en eau pour planifier l'irrigation. Les Anglo-Saxons appellent cette méthode « Smart Irrigation ».

Nappes souterraines[modifier | modifier le code]

Dans la nappe aquifère, tous les pores sont saturés d'eau (teneur en eau volumétrique = porosité). Au-dessus de la frange capillaire, les pores contiennent de l'air.

La plupart des sols ne sont pas saturés (leur teneur en eau est inférieure à leur porosité) : on définit dans ce cas la frange capillaire de la nappe phréatique comme la surface séparant les zones saturée et non-saturée. La teneur en eau dans la frange capillaire diminue à mesure que l'on s'éloigne de la surface de la nappe.

L'une des principales difficultés qu'oppose l'étude de la zone non-saturée est la dépendance de la perméabilité apparente avec la teneur en eau. Lorsqu'un matériau devient sec (c'est-à-dire lorsque la teneur en eau globale passe sous un certain seuil), les pores asséchés se contractent et la perméabilité n'est plus ni constante, ni même proportionnelle à la teneur en eau (effet non-linéaire).

On appelle courbe de rétention d'eau la relation entre la teneur en eau volumétrique \theta et le potentiel hydrique du matériau. Cette courbe caractérise différents types de milieux poreux. Dans l'étude des phénomènes d'hystérésis qui accompagnent les cycles séchage-recharge, on est amené à distinguer les courbes de séchage et de sorption.

Notes et références[modifier | modifier le code]

  1. Cf. Caquot et Kérisel, p. 27 ; et (en) T. William Lambe & Robert V. Whitman, Soil Mechanics, John Wiley & Sons, Inc.,‎ 1969, 553 p. (ISBN 1-471-51192-7[à vérifier : ISBN invalide]), « 3: Description of an Assemblage of Particles »
  2. Cf. par ex. J. Bear p.441.
  3. (en) F. Ozcep, M. Asci, O. Tezel, T. Yas, N. Alpaslan, D. Gundogdu, « Relationships Between Electrical Properties (in Situ) and Water Content (in the Laboratory) of Some Soils in Turkey », Geophysical Research Abstracts, vol. 7,‎ 2005 (lire en ligne)
  4. (en) [PDF] « Soil moisture experiments in 2003 » (ArchiveWikiwixArchive.isGoogleQue faire ?). Consulté le 22 août 2011
  5. (en) Lawrence, J. E., and G. M. Hornberger, « Soil moisture variability across climate zones », Geophys. Res. Lett., vol. 34, no L20402,‎ 2007, p. L20402 (DOI 10.1029/2007GL031382)

Voir aussi[modifier | modifier le code]

Articles connexes[modifier | modifier le code]

Bibliographie[modifier | modifier le code]

  • Albert Caquot, Jean Kérisel, Traité de mécanique des sols, Paris, éditions Dunod,‎ 1956, 560 p.
  • Jacob Bear, Dynamics of Fluids in Porous Media, New York, Elsevier Publishing Co.,‎ 1972, 764 p.