An e-publication by the World Agroforestry Centre
METEOROLOGY AND AGROFORESTRY
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section 7 : windbreaks Les effete aérodynamiques et microclimatiques des brise-vent et des aménagements régionaux* G. Guyot
INRA - Station de Bioclimatologie Abstract By reducing wind speeds, windbreaks modify energy exchanges near the ground surface and thus the différent microclimatic factors. The influence of windbreaks has to be considered at two different scales: the local shelter zone of each hedge and the regional effects in the case of a network of hedges. This paper summarises aerodynamic and microclimatic effects of windbreaks. The action of windbreaks is analysed in the light of current theoretical and experimental knowledge.
Les brise-vent en réduisant la vitesse du vent modiflent également I'ensemble des échanges énergétiques au voisinage de la surface du sol et ainsi les différents facteurs du microclimat. L'action des brise-vent doit être considérée d deux échelles différentes: celle de la parcelle et également celle de la région où un réseau de protection peut avoir un effet spécifique. Cet exposé résume les différents effets aérodynamiques et microclimatiques des brise-vent. Les différents mécanismes d'action des brise-vent sont analysés et expliqués à I'aide d'une synthése des connaissances théoriques et expérimentales actuelles.
Le rôle des caractéristiques géométriques des brise-vent Les effets aérodynamiques d'un brise-vent dépendent tout d'abord de ses caractéristiques geomrtriques (hauteur, longueur, porosité", forme de sa section transversale). La hauteur est un facteur important et pour des brise-vent de même forme et même posorite, la longueur de la zone qu'ils protègent est proportionnelle à leur hauteur. Aussi prend on généralement comme unité de mesure des distances et des hauteurs la hauteur H du brise-vent, ce qui facilité les comparaisons.
Un autre facteur important est la porosité du brise-vent, et schématiquement on peut distinguer deux types de brise-vent: les brise-vent perméables et les brise-vent imperméables. La figure 1 reprdsente les effets de ces deux types de brise-vent sur l'écoulement de l'air. La partie supérieure (fig. 1A) correspond au cas d'un brise-vent imperméable (mur où rideaux d'arbres très denses). L'air est totalement dévié vers le haut et il se crée un vaste tourbillon à l'aval du brise-vent. Aussi, on observe au voisinage du sol un vent de sens opposé à celui du vent incident. L'air qui est passé par dessus le brise-vent se rabat vers le sol à une distance voisine de 5 à 6 fois la hauteur (5 à 6 H). Dans cette zone, au voisinage du sol, le vent va tantôt dans un sens, tantôt dans l'autre et il peut alors occasionner des dégâts sur la végétation (chutes de fruits en particulier). Lorsque le brise-vent est perméable (fig. 1B), une partie de l'air incident passé à travers et empêche la formation de tourbillons. La vitesse du vent est moins réduite que dans le cas d'un brise-vent imperméable mais la réduction du vent se fait sentir sur une distance plus grande.
La figure 2 due à Baltaxe (1967) est une illustration des phénomènes qui viennent d'être decrits. Elle représente les résultats de mesures effectuées en soufflerie. L'écoulement de l'air à l'aval de brise-vent de différentes porosités est explore à laide d'une petite girouette à axe horizontal. La figure 2 montré bien l'existence à l'aval d'un brise-vent imperméable d'un vaste mouvement tourbillonnaire qui s'éloigne et disparait lorsque la posorite augmente. Elle met également en évidence l'existence d'une intense turbulence dans le sillage des brise-vent imperméables où peu perméables qui disparait lorsque la porosité augmente.
Les symboles utilises pour représenter les positions de la girouette sont regroupés au bas de la figure et correspondent de gauche à droite au passage d'un tourbillon sans orientation privilégiée à un courant stable en direction (d'après Baltaxe 1961). Les figures 3 et 4 represented l'évolution de la vitesse réduite du vent: û ( ξ, η ) en fonction de la distance au brise-vent,
avec û ( ξ, η ) vitesse moyenne du vent au niveau η = Z/H et à la distance ξ = x/H et uo (η) vitesse moyenne du vent au niveau η = Z/H (H : hauteur du brise-vent). Les différentes courbes tracees correspondent à des mesures effectuées à différents niveaux -q = Z/H au-dessus du sol. Les figures 3 et 4 qui sont tracees pour un brise-vent perméable (0,45 < Φ < 0,55) et un brise-vent peu perméable (0,15 < Φ < 0,20 ) mettent bien en évidence l'existence d'une survitesse au voisinage du sommet du brise-vent (ξ = 0, η > 1). Elle est beau-coup plus marquée pour le brise-vent peu perméable que pour le brise-vent perméable.
A l'aval du brise-vent et pour des hauteurs inférieures à la propre hauteur du brise-vent ( η < 1) les courbes représentatives de û (ξ , η ) ont toutes la même allure. Elles passent toutes par un minimum dont la position semble varier en fonction de la porosité et de Paltitude. Aprés ce minimum, la vitesse du vent croît progressivement et û ( ξ, η) tend vers 1 (c'est-a-dire vers la vitesse mesurée en témoin). La pente de la courbe de reprise de la vitesse est d'autant plus grande que la porosité est plus faible. Ces quelques résultats expérimentaux laissent penser à Pexistence d'une valeur optimale de la porosité pour laquelle la combinaison de la réduction du vent et de l'ex-tension de la zone protégée à une valeur maximale. De nombreux travaux expérimentaux ont monté que cette porosité optimale était de l'ordre de 40% pour un brise-vent sans épaisseur. Pour un brise-vent constituté par un rideau d'arbres, le problème est plus complexe car il faut tenir compte à la fois de la porosité de la surface du brise-vent et de la tortuositè du parcours du vent. L'extension de la zone protégée par les brise-vent est très variable. Elle dépend, comme nous le verrons, de nombreux facteurs. Mais pour fixer les idées, nous pouvons dire que dans une zone dègagèe la longueur moyenne de la zone protégée par un brise-vent perméable est de I'ordre de 20 fois sa hauteur et pour un brise-vent imperméable elle est de 12 fois sa hauteur.
Dans les prise-vent constitues par des rideaux d'arbres, la porosité peut varier en fonction de l'altidude. Ils peuvent avoir soit une base imperméable par des buissons où des arbustres, soit, au contraire, une base très perméable et une partie supérieure peu perméable. La figure 5 donné des résultats d'une expérience destinée à montrer l'influence de la variation de la prorosite en fonction de Paltitude. L'essai à été effectué avec un brise-vent artificiel de 2 m de haut constituté par 3 bandes parallèles de 67 cm de haut. Dans un prèmier cas, on à placé une bande imperméable à la base du brise-vent, une bande peu perméable au milieu et une bande très permdable en haut. Dans un deuxième cas, les positions des bandes placées à la base et au sommet du brise-vent ont été inversees. La figure 5 montré que la position de la bande imperméable à des répercussions importantes sur la réduction du vent. Le brise-vent dont la base est imperméable se comporte pratiquement comme un brise-vent totalement imperméable alors que le brise-vent dont la base est perméable se comporte comme un brise-vent perméable sur toute sa hauteur.
Cette expérience montré donc que la porosité de la base d'un brise-vent joue un rôle très important. Il est necessaire pour qu'un brise-vent soit efficace que sa base soit perméable. On peut également ameliorer Pefficacité d'un brise-vent trop imperméable en elagant sa base. Une expérience effectuee en Tunisie centrale dans la région d'Hadjeb el Aioun (Charfi 1980) vient également à l'appui de cette thèse. En effet, parmi les différents brise-vent testés, existaient 3 brise-vent composés de 7 rangées d'arbres. Le prèmier comportait 4 rangées d'eucalyptus de grande taille ( E ) encadrés par des eucalyptus de petite taille ( e): 2 rangées du côté au vent et une du côté sous le vent (e e E E E E e). Pour le second, la premiere rangée d'acacias buissonnants ( à ) (a e E E E E e) et pour le troisième, les deux rangées d'eucalyptus du côté au vent étaient remplacées par deux rangées d'acacias buissonnants. Comme ces brise-vent sont installés dans une région très sèche (300 mm de pluie par an) le développement des arbres est limité et bien que les brise-vent aient une épaisseur de 22 m, ils sont relativement permdables. Le brise-vent constituté uniquement par des eucalyptus à la base très ouverte. Le remplacement des eucalyptus de petite taille par une où deux rangées d'acacias réduit la porosité de la base. La figure 6 représente les résultats expérimentaux qui ont été obtenus. Elle montré que le remplacement d'une rangée d'eucalyptus par une rangée d'acacias à amélioré l'efficacité du brise-vent constituté uniquement d'eucalyptus et dont la base était trop perméable. Par centre la deuxième rangde d'acacias ferme trop la base du brise-vent et il devient nettement moins efficace.
Influence de la vitesse du vent De nombreuses expériences ont montré que les courbes représentant l'évolution de la vitesse réduite du vent û (ξ, η) étaient indépendantes de la vitesse du vent en témoin. Il est ainsi possible de comparer les effets d'un même brise-vent obtenus avec des vitesses de vent différentes à condition d'utiliser pour cette comparaison les vitesses réduites
Cependant, lorsque les mesures sont effectuées non pas sur des brise-vent inertes, à géométrie bien définie, mais avec des brise-vent vivants, on constate alors que la réduction du vent dépend de sa vitesse. Ainsi, pour les brise-vent de feuillus, les feuilles ont tendance à se placer parallèlement à l'écoulement. La porosité augmente alors avec la vitesse du vent et la réduction du vent dimunué. Par contre, pour les brise-vent consti-tuds par des conifères, les branches ont tendance à se plaquer les unes contre les autres lorsque la vitesse du vent augmente, la porosité dimunué alors et la réduction du vent est plus forte.
Au cours de la journée, la surface du sol absorbé le rayonnement solaire et échauffe l'air à son voisinage. Ainsi, l'air chaud et léger, done instable, se trouve au voisinage du sol. Comme le montré la figure 1, les brise-vent ont pour effet de soulever une partie de l'écoulement; ainsi an cours de journees très chaudes, un brise-vent va faciliter l'ascension de l'air. Une partie plus importante de l'écoulement contournera donc le brise-vent et tout se passera comme si sa porosité avait dimunué (réduction du vent plus intense mais sur une distance plus courte). Au cours de la nuit, la surface du sol se re-froidit par rayonnement et elle refroidit l'air qui se trouve à son contact. Ainsi, l'air froid et stable se trouve au voisinage du sol. Une partie plus importante de l'écoulement passera alors à travers le brise-vent et on observera un freinage plus intense du vent et sur des distances plus grandes que durant la journée.
La figure 7 représente les résultats de mesures effectuées avec des brise-vent artificiels constitues par des grilles en matière plastique, implantés dans des lieux différents. Les mêmes grilles ont été installées sur un plateau bien dégagé dans la région parisienne (La Minière) et dans la basse vallée du Rhône près d'Avignon (Montfavet). La figure 7 montré que des brise-vent identiques peuvent avoir des effets nettement différents. Les mesures ont pourtant été effectuées avec des vitesses moyennes de vent voisines, sur un sol nu assez lisse et en période hivernale pour éviter d'avoir des effets dûs à l'instabilité de Pair. La seule difference entre ces deux expériences est la turbulence du vent. Dans la région parisienne, les mesures ont été effectuées avec un vent régulier peu turbulent alors que dans la basse vallée du Rhône, le vent soufflait en rafales et était très turbulent. Très schématiquement, le taux de turbulence du vent représente la proportion de tourbillons dans l'écoulement. L'extension de la zone protégée par un brise-vent, dans laquelle la vitesse du vent est réduite, est fonction du mélange qui s'effectue entre Pair à vitesse ralentie au voisinage du sol et Pair qui passé au-dessus. Ce mélange s'effectue par l'intermédiaire des tourbillons qui se trouvent dans l'écoulement du vent. Plus les tourbillons seront nombreux, plus le mélange sera facilité et plus la zone protégée par le brise-vent sera réduite. Le nombre de tourbillons dépend de la densité des obstacles que le vent à rencontrés sur son parcours. Dans les zones de plaines dégagées, la longueur protégée par un brise-vent sera maximale alors que dans une région où existent déjà des brise-vent où des accidents topographiques, l'extension de la zone protégée par un brise-vent sera réduite. 1 - Grille n° 2 Montfavet
La figure 8 (Naegeli, 1965) montré la réduction de la vitesse du vent par des brise-vent successifs dont l'espacement est progressivement reduit. Elle met également bien en évidence le phénomène cité plus haut: la diminution de l'efficacité d'un brise-vent lors-qu'il est précédé par d'autres brise-vent. Sur la figure 8, nous voyons également que le passage d'un espacement entre les brise-vent de 20 à 15 H (réduction de l'espacement de 25%) se traduit par une réduction supplémentaire de la vitesse du vent de 14% (passage de la vitesse moyenne de 51 à 44% de celle mesurée en témoin). La réduction de l'espacement de 15 à 10 H (réduction de l'espacement de 33%) se traduit seulement par une réduction supplémentaire de la vitesse du vent de 7% (passage de la vitesse moyenne de 44 à 41% de celle mesurée en témoin). D'après ces données, on peut donc concevoir que dans un réseau de brise-vent, il arrive un moment où l'augmentation de la surface occupée par les brise-vent n'est plus compensée par un accroissement sensible de la réduction du vent.
La rugosité régionale Nous venons de voir que si l'on considère une série de quelques brise-vent, leurs effets aérodynamiques ne sont pas cumulatifs. Maintenant, si l'on considère un ensemble de brise-vent constituant un réseau recouvrant toute une région, il se développe alors ce que l'on peut appeler une "rugosité régionale". (Guyot et al., 1976; Guyot, Seguin, 1978). (figure 9 )
La figure 10 présente de manière schématique les effets qui peuvent être constatés à l'aval d'un brise-vent situé à l'intérieur d'un réseau de protection. Deux effets se superposent: l'effet local de la haie qui se manifeste sur une distance relativement courte (a cause de la turbulence induite par les haies qui la précédent) et l'effet de l'aménagement régional qui se traduit par une réduction générale du vent sur toute la parcelle. La figure 11 représente un résultat experimental obtenu en Bretagne, dans l'ouest de la France, comparé à des données acquises dans différentes conditions. La courbe 1 est determinée en aval de brise-vent isolés. Les courbes 2 et 3 sont relatives à un même brise-vent placé dans un écoulement peu turbulent ( Versailles ) et très turbulent (- Avignon). La courbe 4 correspond à un brise-vent imperméable placé dans un ecoule-ment très turbulent.
(1) Mesures effectuées en Bretagne dans une parcelle de bocage.
Si on ajoute la valeur 0,30 à tous les points de la courbe 1, on constate alors qu'elle se placé entre les courbes 3 et 4. Ainsi, tout se passé comme si la vitesse du vent qui at-teint la haie était déjà réduite de 30% environ par rapport à celle qui est mesurée en témoin. Cette réduction de la vitesse du vent incident est due à l'effet global de I'amenagement en amont de la parcelle. On peut également remarquer sur la figure 11 que la vitesse du vent reste constante et inférieure à la vitesse témoin, bien que l'on soit très éloigné du brise-vent. Cela montré bien que lorsque la couche limité régionale est developpee, la présence de quelques grandes parcelles au milieu d'un réseau de brise-vent ne modifie pas de fagon sensible l'écoulement au voisinage du sol.
Le facteurs du microclimat resultent à chaque instant de l'equilibre qui s'établit entre les différentes formes d'échange d'énergie au niveau de la surface du sol où d'un couvert végétal. Les brise-vent, en modifiant la vitesse du vent au voisinage du sol et les échanges radiatifs, modifient l'ensemble des facteurs du microclimat. Aussi, dans ce paragraphe et le suivant, nous examinerons les différents mécanismes d'action des brise-vent et des aménagements régionaux sur les facteurs du microclimat.
Equation du bilan d'énergie Les différents échanges d'énergie entre le sol (pris dans son sens large) et l'atmosphère se traduisent par des flux que Ton exprime généralement en watts par m2 : W m-2 A tout instant, la somme algebrique de ces différents flux est nulle, par suite du principe physique de conservation de Penergie. Le bilan d'énergie de la surface s'e"crit alors:
avec Rn : rayonnement net: bilan des échanges radiatifs
Cette équation est valable pour les valeurs instantanées des flux. Elle peut être étendue à des échelles de temps quelconques, à condition d'etablir correctement les valeurs moyennes de chacune des composantes.
De facon générale,les caractcristiques des bilans énergétiques de jour et de nuit sont les suivantes:
De jour Le bilan radiatif est généralement positif. Compte tenu de cet apport d'énergie, la surface du sol s'échauffe. Le couches d'air voisines s'échauffent à leur tour par conduction et convection et échauffent de proche en proche les couches d'air supérieures par le même processus. Le profil de témperature de l'air qui en resulte à l'allure indiquee sur la figure 12. Ce profil est dit suradiabatique où instable. Le flux de chaleur H est dirigd vers le haul, Φ H est négatif. La témperature de surface du sol étant supérieure à celle qu'il à en profondeur, les échanges se font de la surface vers la profondeur: Φ S est négatif. Par ailleurs, l'humidite de l'air est inférieure à l'humidite en surface: il y à évaporation, Φ L est donc négatif. Ainsi, l'energie apportée à la surface par le rayonnement net est en grande partie dissipee par les processus d'échanges convectifs et d'évaporation, le reste est absorbé par le sol.
Le rayonnement global est nul et seuls subsistent les échanges radiatifs dans l'infrarouge thermique. Le rayonnement net est alors négatif et la perte d'énergie est d'autant plus forte que le ciel est plus clair (nuit de gelée). La témperature de la surface du sol est alors inférieure à celle de l'air. Le profil de témperature est dit d'inversion où stable; sa forme est donnée sur la figure 12. Le flux Φ H est dirige vers le bas. II est positif. De même, le sol réchauffe la surface par conduction; Φ S est positif. II peut y avoir évaporation où condensation durant cette période nocturne, aussi le flux Φ L peut-il être soit positif, soil négatif.
Dans les zones planes et homogenes les variations climatiques sont uniquement fonc-tion de l'altitude Z (stratification plane). La distribution des facteurs climatiques et fonction de l'altitude est fonction de la vitesse du vent, des apports radiatifs et de l'eau disponible. La figure 16 résume de facon schématique l'influence de ces facteurs sur les profils diurnes et nocturnes de témperature et d'humidité. Les brise-vent en modifiant la vitesse du vent et le bilan radiatif vont bouleverser l'ensemble des conditions microclimatiques comme le laisse prévoir l'examen de la figure 16.
Le rayonnement net est le bilan des diffe'rents échanges d'énergie radiative de la surface du sol. Il comprend:
Le rayonnement d'origine solaire dont 99% de l'energie est comprise entre 0,15 et 4 m parvient au sol sous forme de rayonnement direct I et de rayonnement diffus D. La somme du rayonnement diffus D et de la composante verticale du rayonnement direct S constituent le rayonnement global G (si h est la hauteur angulaire du soleil S = I sin h). Une partie du rayonnement global est réflechie par la surface du sol. Le taux de reflexion du sol pour l'ensemble du spectre solaire est appele albedo: a. Ainsi, si le rayonnement d'origine solaire qui parvient au sol est G, la fraction réflechie est aG et
la fraction absorbée: (1 - a ) G. Citons comme ordre de grandeur pour a:
Le bilan des échanges radiatifs de grande longueur d'onde La surface terrestre rayonne dans l'infrarouge thermique (99% de l'energie émise correspond à des longueurs d'onde comprises entre 4 et 120 m et le maximum d'émission est centré sur 10,5 m). Le flux de rayonnement émis par le sol est donné par : RS = ε σTS ε emissivite de la surface ε = 0,98
Ce rayonnement est absorbé, dans les basses couches de l'atmosphère, par la vapeur d'eau et le gaz carbonique, où éventuellement par les images. Une partie est réémise vers le sol en fonction de la témperature de la couche d'atmosphére consideree. Ce processus complexe se traduit globalement par Pexistence d'un rayonnement descendant: le rayonnement atmosphérique, que Ton peut ecrire :
Ta : témperature fictive de l'atmosphère integrant l'ensemble des processus d'absorption et d'émission. Elle est d'autant plus faible que le ciel est plus clair et I'humidité plus basse. Si les flux constituant les apports d'énergie pour la surface sont comptes positive-ment et ceux qui constituent les pertes negativement, le rayonnement net peut s'écrire:
A l'intérieur d'une parcelle, l'ensemble des composantes du bilan radiatif de grande et de courte longueur d'onde est modifie.
L'effet des brise-vent sur le rayonnement global est assez facile à comprendre comme l'indique la figure 17. Mais un effet moins évident des brise-vent est leur action sur les échanges de rayonnement de grande longueur l'onde. La figure 17 montré qu'au rayonnement atmosphérique reçu au niveau du sol se substitue, dans une partie de l'angle solide, le rayonnement thermique des brise-vent dont la témperature de surface TH est supérieure à la témperature radiative apparente de l'atmosphère, et cela d'autant plus que le ciel est plus dégagé (un ciel clair parfaitement dégagé, avec une atmospherè sèche, peut avoir une témperature radiative apparente de - 40 °C). Ce gain d'énergie du à la présence des haies est sensible sur une distance comprise entre 3 et 4 fois leur hauteur (Chiapale, 1975).
Le flux de rayonnement émis par le sol est également affecte par les brise-vent. En effet, il dépend de la témperature de sa surface. Cette derniere est fonction de l'energie radiative qu'elle recoit et également de la vitesse du vent. Pour une même quantite d'énergie radiative recue, la témperature de surface du sol sera d'autant plus elevee que la vitesse du vent sera plus faible. Ainsi, la valeur la plus elevee de rayonnement du sol sera observee près du brise-vent et elle diminuera lorsqu'on s'en eloignera. La figure 18 représente de facon schématique les effets de deux brise-vent parallèles sur les différentes composantes du bilan radiatif.
Au cours de la nuit, les facteurs essentiels de la variation du bilan radiatif sont l'apport radiatif des haies, qui est sensible sur une distance de l'ordre de trois fois leur hauteur, et la repartition des témperatures de surface du sol. La figure 19 regroupe sous une forme très schématique les différents effets des brise-vent sur le bilan radiatif à l'intdrieur d'une parcelle.
Des analysés detaillees ont montré que les effets des brise-vent sur la témperature de Pair et du sol sont très complexes. Us dépendent, entre autres, de la distance aux brise-vent, du bilan radiatif, du bilan hydrique et de la vitesse du vent (van Eimern et al., 1964; Guyot et al., 1976; Guyot et Seguin, 1978).
Cas des régions bien alimentées en eau La figure 20 représente sous une forme schématique la manière dont les brise-vent modifient la repartition des témperatures diurnes dans une région bien alimentee en eau. La parcelle choisie à une dimension egale à 10 fois la hauteur H des brise-vent. La partie A de la figure représente Peffet des brise-vent sur l'écoulement de Pair. Les études effectuées aussi bien en France (Guyot - Verbrugghe, 1976) qu'en Tunisie (Charfi, 1980) sur des reseaux de brise-vent ont permis de constater que dans une parcelle situee à l'intérieur d'un réseau de brise-vent, on observe un rabattement de l'écoulement comme cela est indique sur la figure 20 A.
En B, C et D sont représentés les différents termes dont dépend essentiellement la répartition des témperatures de l'air au voisinage du sol. La partie B correspond aux effets des brise-vent sur le bilan radiatif (elle est reprise à la figure 18 D). Le ralentis-sement du vent s'accompagne, comme nous l'avons vu, d'un rdchauffement de l'air. Par contre, le rabattement de l'écoulement entraine au sol de Pair plus froid provenant des couches supérieures de Patmosphere. (Decroissance de la témperature avec l'altitudc de jour). (Cf. fig. 12). Les ecarls de témperature résultant entre la zone cloisonnée et une zone témoin sont represents en E. Enfin, en F sont tracés les profils verticaux de températures à des distances des brise-vent egales à 3 et 7 fois leur hauteur. A X/H = 3 les températures sont plus élevées dans la zone cloisonnde que dans la zone dégagée à tous les niveaux et le gradient thermique vertical peut elre plus é1evé si les mouvements convectifs ne sont pas trop importants. Par contre zk X/H = 7, le brassage de Pair se traduit par une réduction des gradients thermiques verticaux et la tempdrature de surface du sol dans la zone cloisonnde peut être plus basse que la témperature de surface du sol dans la zone dègagèe. Ce phe'nomene de rabbattement de Pair à Paval d'un brise-vent avail dejzk été mis en dvidence par Woodruff, Read et Chepil (1959) et ils avaient constaté que la distribution horizontale des témperatures était pratiquement telle qu'elle est ddcrite sur la figure 20. L'élévation de la témperature de Pair dans la zone protégée par un brise-vent & une distance comprise entre 2 et 3 fois sa hauteur est en moyenne de Pordre de 2 °C. Elle varie en fonction de la porosité des brise-vent et de la vitesse du vent.
Dans ces régions, le flux d'evaporalion est très faible et le flux de chaleur latente qui lui correspond Pest également. L'effet des brise-vent est surtout marqué sur le flux de chaleur sensible. La réduction de celui-ci se traduit par une elevation de la tempdra-ture dans la zone protégée. L'effet des brise-vent est done du même type que celui que Pon observe dans une zone bien alimented en eau. La figure 21 donné à litre d'exemple le résultats de mesures effectuées en Tunisie dans une zone aride au cours du mois de juillel alors que soufflail le Sirocco. Le brise-venl élait conslitué par 4 rangdes d'eucalyptus de 7 à 8 m de haul bordes du colé au venl par deux rangdes d'acacias épi-neux (Acacia ferox) de pelile laille el du cole sous le vent par une rangée d'eucalyptus de petite faille. La tempéralure maximale de Pair élail de 40 °C et la température moyenne de la journde de 35 °C. Le courbes présenlées montrenl que Pdlevation de la temperalure de Pair esl très marquée, nolamment dans la zone comprise entre 1 et 5 fois la hauteur du brise-venl (Charfi, 1980). Ainsi, en conditions seches, les brise-vent auront pour effet d'accroitre encore Pari-dité du climat.
Dans les régions où le facteur eau esl un facleur limitant, Peffel brise-venl sur la lem-pdralure de Pair va dépendre en partie de l'évapotranspiration du couverl végélal de la zone prolégée (flux de chaleur latente). Ainsi, dans des conditions semi-arides où arides avec des cullures irriguees, on pourra observer dans la zone protégée par un brise-vent des températures identiques où même plus basses que dans une zone ouverte. Nous verrons Pexplicalion de ce phdnomene après avoir dludie" les effels des brise-vent sur l'évapotranspiralion réelle.
La figure 22 correspond à la figure 20 mais pour une nuit claire et venteee. L'ascendance de l'air au voisinage des brise-vent est moins importante que durant la journée. Les apports radiatifs des brise-vent produisent une elevation de la témperature de l'air au voisinage du sol; par contre, le ralentissement du vent à pour effet de faciliter le refroidissement nocturne. Le rabattement de l'écoulement entraine une réduction des gradients verticaux de témperature et apporte de l'air plus chaud au voisinage du sol. La repartition des ecarts de témperature resultants entre la zone cloisonnee et une zone dègagèe, au voisinage du sol, est representee en E. En F, les profils verticaux de témperature à X/H = 3 et X/H = 7 montrent que dans la zone où le vent est ralenti, les gradients thermiques verticaux sont accrus, alors qu'ils sont reduits dans la zone de rabbattement de l'écoulement. Alors que l'effet d'un brise-vent sur les témperatures diurnes dépend des conditions d'alimentation en eau des vegetaux, son effet sur les témperatures nocturnes est pratiquement le même quelles que soient les conditions climatiques locales. Ainsi, les brise-vent ont pour effet, dans la zone comprise entre 1 et 8 fois leur hauteur, d'accroitre les amplitudes thermiques en augmentant les témperatures diurnes et en abaissant les témperatures nocturnes. L'abaissement des témperatures nocturnes pourra augmenter sensiblement les risques de gelees nocturnes durant les periodes froides.
La modification des échanges thermiques de la surface du sol par un brise-vent entraine la modification de la témperature de Pair et de celle du sol. L'amplitude maximale des phénomènes thermiques est ainsi observeee à la surface du sol, elle dimunué ensuite lorsqu'on s'eleve dans l'air où lorsqu'on s'enfornce dans le sol.
Lorsque le sol est nu, la repartition des témperatures dans les premiers centimêtres, au-dessous de la surface du sol, est semblable à celle qui est observee dans l'air à l'aval d'un brise-vent; la témperature du sol est plus elevee le jour et plus basse la nuit que dans une zone ouverte. Par contre, au-dela de quelques centimêtres de profondeur, la témperature du sol dépend non seulement de l'amplitude thermique de la surface mais également de la durée des periodes de rechauffement et de refroidissement au cours de la journée. En effet, au printemps, lorsque la duree du jour est supérieure à la durde de la nuit, le sol se réchauffe plus vite à l'abri d'un brise-vent que dans une zone dègagèe, car la période d'accumulation de la chaleur en profondeur est plus longue que celle où la chaleur est restituee à l'atmosphère. cet effet est très interessant pour l'agriculture car il permet un depart plus rapide de la végétation. Les elevations de tempdrature, constatees par un certain nombre d'auteurs cites par Van Eimern et al., (1964), sont comprises, à 10 cm de profondeur, entre 0,5 et 3 °C. Ce rechauffement du sol s'attenue avec la profondeur et, généralement, se limité aux 50 premiers centimêtres. Par ailleurs, il faut noter que I'echauffement du sol le jour et son refroidissement la nuit sont d'autant plus importants qu'il est plus sec. En effet, lorsque le sol est humide, il conduit mieux la chaleur et son amplitude thermique est alors tamponnde.
La végétation en se developpant couvre le sol et limité ses échanges de chaleur de jour et de nuit. La surface au niveau de laquelle l'amplitude thermique est maximale est alors la surface supérieure de la végétation.
L'evapotranspiration potentielle ( ETP ), quantite maximale susceptible d'être evapo-rde par un couvert végétal en phase active de croissance et parfaitement alimented en eau, peut être determinée à l'aide de formules telles que la formule de Penman (1956), derivee de l'equation du bilan d'énergie. Cette formule peut s'écrire:
f ( U ) est une fonction de la vitesse du vent et de la rugositd du sol. Le second terme représente le deficit de saturation de l'air, avec E (Φ a ) tension de vapeur saturante à la tempdrature de l'air Φ à et e tension de vapeur d'eau dans l'air. Les brise-vent en réduisant les mouvements de l'air re"duisent les transferts de vapeur d'eau et I'humidite de l'air est généralement plus elevde dans la zone protégée mais cet accroissement reste cependant genéralement faible. Ainsi, la formule de Penman peut s'écrire:
aRn est le terme radiatif de l'ETP et bEa le terme advectif. Un brise-vent modifie Rn et Ea mais l'effet essentiel des brise-vent porte sur la réduction de Ea. Les modifications du bilan radiatif n'apportent que des corrections de relativement faible amplitude. Le données expérimentales, relatives à l'influence des brise-vent sur l'evaporation, sont très nombreuses (Van Eimern et al., 1964) et tous les observateurs constatent une réduction de celle-ci de 20 à 40%. Mais les résultats ne peuvent pas être directement transposes à l'ETP. C'est pourquoi Van EImern (1966) met en garde les experimentateurs contre cette difficulte.
Le poids relatif du terme bEa dans la formule de Penman est important (40 à 60%) et toute réduction de Ea sera sensible sur l'ETP. De tels résultats peuvent être obtenus dans les zones relativement seches. La figure 23 représente les effets des brise-vent sur l'ETP à l'inte'rieur d'une parcelle. En A est représente l'effet sur le bilan radiatif. La courbe est deduite de la figure 18. En B est représente le terme advectif, la forme de la courbe tracee est semblable à celle des courbes d'évolution de la vitesse du vent en fonction de la distance du brise-vent. La partie C est la resultante de l'addition des deux termes à Rn + b Ea. Nous voyons qu'ainsi les brise-vent reduisent l'ETP mais de facon bien moins importante que ne Test le pouvoir evaporant de l'air.
Ce cas se rencontre dans les zones humides où l'evapotranspiration reelle (ETR) est voisine de l'ETP. Dans ces conditions, la contribution relative du terme b Ea à l'ETP est faible (de l'ordre de 20%) et sa réduction par un brise-vent n'entrame alors que peu de modifications de l'ETP, comme le montré la figure 23 D.
Les effets des brise-vent sur l'ETR sont complexes car ils dépendent non seulement de leur action sur l'ETP mais également des reactions physiologiques des vegetaux pro-tdges. L'évapotranspiration potentielle evolue au cours de la journde: nulle au lever du jour, elle passé par un maximum lorsque le soleil est au zenith. Bien souvent, la valeur maxi-male de l'ETP est supérieure au debit Q max que les plantes sont susceptibles de fournir. Elles reagissent centre le dessechement en fermant partiellement où totalement leurs stomates par où s'effectuent les échanges de vapeur d'eau mais aussi du gaz carbonique de la photosynthese. Deux cas peuvent alors se presenter selon l'intensité de la contrainte hydrique que subissent les plantes (Stocker, 1956; Guyot, 1963).
Le debit Q max est legerement inferieur à l'ETP max, la regulation stomatique inter-vient alors pour reduire l'ETR dont l'évolution est representee par la courbe (2) de la figure 24. La fermeture des stomates n'est que partielle.
Le débit Q max est nettement inferieur à l'ETP max. Ce cas se rencontre en conditions très seches. L'évolution de l'ETR peut alors être telle qu'elle est indiquée par la courbe (3) de la figure 24. Lorsque l'ETP atteint une valeur Ql max, les stomates se ferment completement et, avec un retard variable selon les conditions locales, les plantes se fietrissent. Lorsque les stomates sont fermés, les pertes d'eau sont alors uniquement dues à la transpiration cuticulaire. La plante ne fournit alors que le debit Q2 max inferieur à Ql max. En fin de journde, lorque l'ETP devient inferieur à Ql max, les tissus vegetaux reprennent leur turgescence et les stomates s'ouvrent à nouveau. A partir de ces données, il est alors possible de prévoir sur un plan thdorique, les effets des brise-vent sur l'ETR, en fonction des conditions climatiques (Guyot, 1963).
Les valeurs instantanées de l'ETP sont faibles et sont généralement inférieures où au plus égales à Q max. Dans ces conditions, la regulation stomatique n'intervient que très peu où pas du tout. L'ETR est voisine de l'ETP et, comme un brise-vent à peu d'action sur l'ETP, il en à peu également sur l'ETR. L'elevation de témperature au voisinage du brise-vent peut cependant produire un léger accroissement de l'ETP et l'ETR. La témperature est alors plus elevee dans la zone protégée que dans la zone ouverte.
L'ETP max est supérieure à Q max, la regulation intervient durant une partie de la journée. Comme les brise-vent diminuent l'ETP dans de telles conditions, Us diminuent également I'ETR comme le montré la figure 25 A. La témperature diurne est alors peu modifiee par le brise-vent où legerement abaissee. La contrainte hydrique est forte L'ETP max est nettement supérieure à Q max, les plantes peuvent fermer completement leurs stomates dans la zone ouverte alors que la réduction de l'ETP par les brise-vent placant les plantes dans des conditions moins severes, elles peuvent continuer à transpirer (figure 25 B). Dans ces conditions, le brise-vent à pour effet d'augmenter l'ETR et d'abaisser la témperature de l'air.
Les plantes ferment leurs stomates aussi bien dans la zone ouverte que dans la zone protegée (figure 25 °C). Le brise-vent n'a alors pratiquement plus d'effet sur l'ETR. Mais la vitesse du vent étant réduite dans la zone protégée, la témperature des vegetaux s'eleve pour pouvoir évacuer la chaleur recue. Le brise-vent à alors un effet nefaste sur les cultures.
Ces previsions théoriques sont confirmees par de nombreux résultats expérimentaux (Guyot, 1983).
Les brise-vent captent plus d'énergie qu'une culture basse. En effet, à cause de leur forme dressee, ils interceptent plus d'énergie solaire et ils recoivent plus d'énergie ad-vective qu'une culture basse qui occuperait la même surface. Ainsi, Pêvapotranspiration potentielle des brise-vent est supérieure à celle des cultures basses qu'ils protègent où de's cultures situees dans une zone ouverte et qui occuperaient la même surface. On peut estimer à partir des travaux de seguin (1975) que l'ETP des brise-vent est de l'ordre de 2 à 3 fois celle de la même surface occupée par une culture basse. Considerons des brise-vent de 10 m de haul et 5 m de large espaces de 200 m. S'ils reduisent en moyenne l'ETP sur la zone protégée de 10% et s'ils consomment 2 fois plus d'eau que la culture, la réduction de l'ETP par l'ensemble du systeme est alors de 7% (l'ETP serait réduite de 5% si l'on supposait que les brise-vent avaient une ETP triple de celle de la zone dègagèe).
Comme les précipitations (pluie où neige) sont accompagnées de vent, les brise-vent modifient leur distribution.
Avec le vent, la trajectoire des gouttes est inclinee. Aussi, la face au vent du brise-vent intercepte une partie de la pluie destinée à la zone protégée et la quantite d'eau recue immediatement du côté sous le vent est plus faible que dans une zone ouverte. Par contre, le ralentissement du vent dans la zone protégée augment le volume des précipitation recues. C'est ce que montré la figure 26 qui représente le résultat des mesures effectue'es dans la zone protégée par un brise-vent implante sur un plateau dégagé dans la région parisienne. Selon la vitesse du vent, la distribution des precipitations reçues au sol peut varier de facon sensible. Les dcarts sont d'autant plus grands que la vitesse du vent est plus forte.
Les effets des brise-vent sur la neige sont du même type que leurs effets sur la pluie, mais Us sont beaucoup plus spectaculaires et Us jouent un rôle extremêment important dans les rdgions seches à hiver froid (plaines du sud de l'URSS, grandes plaines des Etats-Unis et du Canada). En effet, après les chutes de neige, les brise-vent vont dgalement s'opposer aux transports horizontaux par le vent, Us vent même favoriser la formation de congeres qui, en fondant au printemps, vont realimenter le sol en eau. Les mécanismes de transport de la neige par le vent et de formation de congeres sont identiques à ceux de l'drosion dolienne. Comme ce problème est très important, il fait l'objet de nombreuses etudes notamment en URSS, aux Etats-Unis, en Europe centrale, en Europe du Nord, au Canada...
La rosee se depose surtout au cours de nuits claires et calmes au cours desquelles les brise-vent ont un effet limité sur les facteurs climatiques. Pour que les brise-vent aient une action sensible sur le ddpot de rosee, il faut qu'il y ait un Idger vent dans la zone ouverte. Son ralentissement dans la zone protégée, combine avec l'humiditd de l'air plus dlevee et l'abaissement supplémentaire de la tempdrature, se traduit par un accroisse-ment du depot de rosde. Cependant, ce phénomène est difficilement mesurable et prdsente un intdret limitd. Par contre, l'effet des brise-vent sur la durde d'humectation des feuilles joue un rôle biologique important. En effet, même si les brise-vent n'ac-croissent pas le depot de rosde, Us ralentissent son dvaporation le matin et les plantes restent mouilldes pendant une période plus grande, ce qui peut favoriser le développe-ment des maladies cryptogamiques (oi'dium en particulier). Les brise-vent peuvent également avoir une action sur les brumes et brouillards. Us peuvent en particulier capter les gouttelettes en suspension. Get effet peut être interes-sant notamment dans les zones desertiques cotieres qui sont souvent recouvertes de brouillards denses. Ceux-ci peuvent apporter une partie de l'eau ndcessaire à la crois-sance des vdgdtaux utilisds comme brise-vent.
De la même manière que pour la vitesse du vent, les brise-vent modifient les facteurs climatiques à l'echelle de la parcelle et à I'echelle de la région lorsqu'ils constituent un réseau etendu.
Un réseau de brise-vent peut modifier le bilan radiatif de la région dans laquelle il est implante en augmentant notamment la quantite de rayonnement solaire qui est captee. En effet, le rayonnement solaire reflechi par le couvert végétal qui est habituellement
La figure 27 représente la variation de l'albedo d'une région protégée par une série de brise-vent parallèles de hauteur H orientes est-ouest et dont l'espacement (1) peut varier. On suppose que l'albedo du sol a1 est egal à 0,20 (prairie) ainsi que celui des haies a2. Lorsque les haies sont très espacees (1/H grand), l'albedo régional est alors egal à celui du sol. Par ailleurs, lorsque les haies sont très proches, elles tendent alors à consti-tuer un massif forestier dont l'albedo est celui des haies. Entre ces deux extremes, l'albedo régional passé par un minimum voisin de 0,09 lorsque 1/H = 0,6 dans l'ensem-ble présente sur la figure 27. Pour des valeurs caractéristiques d'un maillage de brise-vent, il est d'environ: 0,16 pour 1/H = 5 et 0,18 pour 1/H =8 Pour une belle journée (G = 700 W m-2 ), ceci correspond une absorption d'énergie supplémentaire à l'échelle régionale de 14 à 28 W m-2 , soit une augmentation relative du rayonnement net Rn, qui est voisin dans ces conditions de 400 W m" d'environ 3 à 6%.
Les analysés des profils verticaux de témperature ainsi que des simulations sur modeles ont permis de montrer qu'a l'échelle régionale, les brise-vent avaient pour effet, en genéral, d'accroitre les témperatures maximales et d'abaisser les témperatures minimales, si bien que les lamplitudes thermiques sont accrues. Ainsi, un réseau de brise-vent n'a pas pour effet de tamponner le microclimat mais au contraire d'en accroitre la 'conti-nentalite'. C'est ce que montré par exemple la figure 28.
Un réseau de brise-vent à pour effet de réduire les échanges de chaleur où de vapeur d'eau entre le sol et l'atmosphère. Generalement, les brise-vent permettent ainsi un accroissement de l''humidité de l'air au voisinage du sol en limitant le depart de la vapeur d'eau émise par les plantes. Mais les brise-vent peuvent également, dans une zone sèche, empecher l'arrivee d'air humide. C'est ce que montré par exemple la figure 29.
La figure 29 montré nettement qu'en bordure de mer, le deficit de saturation est beaucoup plus important dans la zone cloisonnee que dans la zone ouverte, alors qu'a l'intérieur des terres où les pluies sont plus abondantes, un tel phénomène n'est pas observe. L'importance des ecarts observes est due à deux phénomènes qui ont agi dans le même sens: l'elevation de la témperature de l'air dans la zone cloisonnée par rapport à la zone ouverte et la réduction de la penetration de l'air humide d'origine marine.
Ill n'existe pas, à l'heure actuelle, de mesures permettant de connaitre l'effet d'un amenagement régional sur l'ETP. Cependant, les etudes théoriques effectuées par Seguin permettent de montrer que l'accroissement de la rugosité régionale permet de diminuer le terme advectif (b Ea) de l'ETP. Ainsi, si on prend comme reference le pou-voir evaporant de l'air pour une rugosité de sol equivalente à celle d'une prairie, il peut être reduit de 50% lorsqu'on passé à la rugosité creee par un réseau dense de brise-vent. L'importance de la réduction de l'ETP dependra alors du poids du terme b Ea dans l'ETP.
Un certain nombre d'dtudes ont été entreprises dans le monde pour essayer de déterminer les effets possibles des reseaux de brise-vent sur les precipitations, mais aucun résultat décisif n'a jamais été obtenu. Les brise-vent peuvent cependant favoriser la formation de cellules convectives dans l'atmosphère grâce au decoupage du territoire qui permet leur isolement. Ainsi les nuages se formeront plus vite au-dessus d'une zone cloisonnee que d'une zone dègagèe dans les régions où I'humidité de l'air est suffisante.
Si les rdseaux de brise-vent n'ont pas d'effet sensible sur le volume des precipitations recueillies, par contre, ils peuvents limitér le ruissellement et favoriser la penetration de l'eau dans le sol qui pourra ainsi alimenter le nappes profondes.
Cependant, les travaux des chercheurs sovidtiques dans les rdgions vallonnees montrent que l'effet bénefique des brise-vent sur le ruissellement n'est sensible que s'ils sont plantes sur des talus (comme en Bretagne) où s'ils sont bordes par un fossé. Dans les régions & hiver froid, la formation de congeres et la limitation du ruissellement grâce aux brise-vent permet d'amdliorer la recharge des nappes phre"atiques. C'est ainsi que dans les steppes de PURRS, de nombreux auteurs (cités par van Eimern et al.,1964; Guyot, 1%3) on constate le relevement des nappes depuis la plantation de rideaux d'arbres. Ainsi, à l'échelle d'une région,, les brise-vent auront pour effet de regulariser le debit des cours d'eau en ecrétant les crues et en limitant les etiages.
Cet exposé présente les principauxeffets physiques des brise-vent et des aménagements régionaux et montré la complexite des phénomènes qui entrent en jeu. A l'heure actuelle, les différents mécanismes d'action des brise-vent commencent à être bien connus, mais, par centre, l'amplitude des modifications microclimatiques qui sont produites est difficilement previsible, car elle dépend de nombreux facteurs locaux. Aussi, dans bien des cas, il est necessaire d'effectuer des mesures de calage qui permet-tent de preciser le sens et l'importance des effets des brise-vent. Ces mesures, en nombre limité, permettent alors de relier les données à un cas connu, ce qui facilité alors leur extrapolation.
Cet article présente les faits essentiels qui sont developpes dans plusieurs chapitres de l'ouvrage "Manuel pour l'utilisation des brise-vent dans les zones arides". (Redaction G. GUYOT, 1983) publie par la F.A.O. (Division des Forets). Baltaxe, R. 1967. Air flow patterns in the lee of model windbreaks -Archiv fur Mete- orologie Geophysik und Bioklimatologie, Serie B15, (3): 287-312. Charfi, M. 1980. Contribution à I'anafyse de I'influence des brise-vent sur les facteurs cli- matiques et la production agricole en Tunisie. These Docteur Ingenieur Univer- sité d'Aix-Marseille. Faculte Saint Jerome. 166 pp. Chiapale, J.p., 1975a. A numerical model for estimating themodification of heat budget introduced by hedges. Proc. Int. Conf. Heat and Mass transfer in the Biosphere. Dubrovnik. Scripta book co. 457-466. Chiapale, J.P., 1975b. Theory and experiment in microclimate. Modification by régional land roughness changes. Summer computer simulation conf. San Francisco Calif 1975. 5 pp. Doorenbos, J., Pruitt W.O., 1976. Besoin en eau des cultures. Bulletin d'irrigation et de drainage n° 24. FAO Rome 213 pp. Guyot, G., 1963. Les brise-vent. Modification des microclimats et amelioration de la production agricole. Ann.Agron. 14: 429-488. Guyot, G., 1972. Etude de l'écoulement de Pair au voisinage d'un obstacle poreux en couche limité turbulente (Aerodynamique des brise-vent). These de Docteur Ingenieur Universite de PARIS VI. 163p. + figures. Guyot, G., Bouchet R.j., Chiapale J.p., Malet P., Seguin B., Verbrugghe M., 1976. Climat et amenagement en pays de bocage. INRA Station de Bioclimatologie. Rapport de fin de contrat d'etude. Ministere de l'agriculture et du développement rural. Direction de l'aménagement rural et des structures. 767 pp. Guyot, G., Seguin B., 1978. Influence du bocage sur le climat d'une petite région. Résultat des mesures effectuées en Bretagne. Agric. Meteorol. 19: 411-4330. Guyot, G., Verbrugghe M., 1976. Etude de la variabilite spatiale du microclimat à 1edchelle parcellaire en zone bocagere. In. CR. Table ronde CNRS 'Ecosystemes bocagers' Rennes 131-136. Guyot, G., 1983. Manuel sur l'utilisation des brise-vent dans les zones arides. F.A.O. Les cahiers de conservation des sols, (sous presse). Merot, P., 1976. Hydrologie de deux bassins versants é1émentaires granitiques, boca- ger et ouvert - CR. Table ronde CNRS 'Ecosystemes bocagers' Rennes. 177-184. Naegeli, W., 1953. Untersuchungen uber die Windverhaltnisse in Bereich von Schilf- rohrwaldern. Annales de I'lnstitut Federal de Recherches Forestieres Suisse. 29 (2): 213-266. Naegeli ,W., 1965. Uber die Windverhaltnisse im Bereich gestaffelter Windschutz- streifen. Memoires Institut Suisse de Recherches Forestieres. 41 (5): 221-300. Penman, H.I., 1956. Evaporation, an introductory survey. Neth. J. Agric. Sci. 4 (1): 9-29. Stoker, O., 1956. Die Abhangigkeit der Transpiration von den Umweltfaktoren. In Ruhland W. Handbuch derPflanzen Physiologie, Springer Verlag, BERLIN 3, 466-488. Van Eimern, J., Karschon R., Razumova L.A., Robertson G.W., 1964. Windbreaks and shelterbelts. Worlds Meteorological Organization. Tech. Note 59. WMO n° 147: TP 70 188 pp. Van Eimern, J., 1966. Problems of shelter planning In. Actes du collogue de Reading sur les methodes agroclimatologiques. UNESCO PARIS 157-166. Footnotes__________ *The essential parts of this paper have been presented at an international seminar on shelterbelts, held in Tunis, Tunisia from 31 October to 3 November 1983 and are included in the IDRC Report MR 117 published 1985. **Le deficit de saturation Delta Fest un moyen de caracteriser l'etat de secheresse de l'air. Il est egal a la difference entre la tension de vapeur saturante, a la témperature de l'air, et la tension de vapeur d'eau dans l'air. ***Debit maximum ruissele d'une crue: difference entre le debit maximum et le de"bit initial juste avant la crue. |
