Les sondes à neutrons et à rayons gamma: leurs

Les sondes à neutrons et à rayons gamma: leurs
COLLECTION COURS DE FORMATION N° 16/F
Les sondes à neutrons
et à rayons gamma:
leurs applications en agronomie
Deuxième édition
AGENCE INTERNATIONALE DE L’ÉNERGIE ATOMIQUE, VIENNE, 2003
Pour tout renseignement complémentaire s’adresser à la:
Section de la gestion des sols et de l’eau et de la nutrition des plantes
Agence internationale de l’énergie atomique
Wagramer Strasse 5
BP 100
A-1400 Vienne (Autriche)
LES SONDES À NEUTRONS ET À RAYONS GAMMA:
LEURS APPLICATIONS EN AGRONOMIE
AIEA, VIENNE, 2003
IAEA-TCS-16/F/02
ISSN 1018–5518
© AIEA, 2003
Imprimé par l’AIEA en Autriche
Février 2003
AVANT-PROPOS
L’eau est indispensable à la vie sur la planète. C’est souvent le principal facteur limitant
de la production agricole et de l’élevage. L’eau est une ressource rare dans beaucoup
d’environnements ruraux et urbains. Selon la FAO, la demande globale d’eau douce double
tous les 21 ans. De plus, la qualité des réserves d’eau est menacée constamment par la
pollution, qu’elle soit d’origine domestique, industrielle ou agricole.
La plupart des cultures utilisent la pluie comme ressource en eau. Actuellement 20% des
terres arables du monde sont irriguées et assurent 35–40% de la totalité de la production
agricole. Une mauvaise gestion de l’irrigation, en provoquant la salinisation des sols et la
contamination des nappes phréatiques, est une menace sérieuse pour l’environnement. Il est
donc essentiel que l’eau d’irrigation soit utilisée avec efficacité en effectuant un suivi continu
du statut hydrique des sols dans la zone non-saturée. Pour cela, les sondes à neutrons, qui
utilisent une technique nucléaire, sont utilisées dans le monde entier. La sonde à neutrons
après son introduction depuis quelque 40 ans, peut être considérée actuellement comme une
méthode de routine pour l’étude de l’eau dans le sol. Depuis lors, plusieurs développements
ont eu lieu en particulier les composants électroniques qui ont amélioré significativement sa
performance et élargi ses applications. Bien que la méthode de dispersion neutronique par
collisions soit utilisée en routine dans un grand nombre de pays développés, son usage est
encore limité dans les pays en développement pour plusieurs raisons. Les sondes à neutrons
contiennent des sources radioactives qui peuvent présenter des risques pour la santé et
l’environnement si la sonde est incorrectement utilisée, entreposée ou mise à la réforme. La
législation et les règlements doivent être respectés scrupuleusement.
L’objectif stratégique du sous-programme “Gestion des sols et de l’eau et nutrition des
plantes” de la Division mixte FAO/AIEA des techniques nucléaires dans l’alimentation et
l’agriculture est de développer et encourager l’adoption des techniques nucléaires pour
optimiser une gestion intégrée du sol, de l’eau et des nutriments au niveau des systèmes
agricoles. Dans ce contexte, les sondes à neutrons, en combinaison avec des techniques
isotopiques, sont utilisées pour déterminer la dynamique de l’eau et des nutriments dans le
système sol–plante.
Le Centre d’études nucléaires en agriculture (CENA) de l’Université de Sao Paulo,
Piracicaba (Brésil) est un institut établi avec l’aide de l’AIEA; il dispose d’un personnel
compétent et expérimenté et d’installations pour l’utilisation des techniques nucléaires en
agronomie et pour des recherches connexes sur l’environnement. Plusieurs stages de
formation universitaire et post-universitaire intégrant l’utilisation de sondes à neutrons ont été
organisés par le CENA. Le concept de “manuel de formation” date de l’Atelier régional sur
l’usage de la sonde à neutrons pour le bilan d’eau et de nutriments, organisé en 1997 dans le
cadre d’un projet régional de coopération technique de l’AIEA en Amérique Latine intitulé:
“Nutrition des plantes, gestion de l’eau et des sols” (RLA/5/036-ARCAL XXII), pour lequel
l’approche intégrée fut adoptée. La version originale du document (en espagnol) était un
manuel complet couvrant à la fois les aspects théoriques et pratiques nécessaires à la bonne
utilisation de cet équipement. La contribution de critiques scientifiques, éditeurs et traducteurs
techniques des trois versions en anglais, français et espagnol ont grandement amélioré le
contenu et la qualité du manuel. Leur support et dévouement sont hautement appréciés.
On espère que ce manuel sera très utile à de futures sessions de formation et servira de
source de référence aux scientifiques du sol et des eaux dans le domaine de la gestion durable
du déficit de ressources en eau, à la fois en agriculture pluviale et cultures irriguées.
NOTE ÉDITORIALE
L'emploi d’appellations particulières pour désigner des pays ou de territoires n'implique de la part
de l'éditeur — l'AIEA — aucune prise de position quant au statut juridique de ces pays ou territoires
ou de leurs autorités et institutions, ni quant au tracé de leurs frontières.
La mention du nom de sociétés ou de produits déterminés (que l'on indique ou non s’il est déposé) ne
vaut pas approbation ou recommandation de la part de l'AIEA.
TABLE DES MATIÈRES
1. Introduction ........................................................................................................................... 1
1.1. Teneur en eau et densité apparente des sols ................................................................... 2
2. Sondes à neutrons de profondeur........................................................................................... 4
2.1. Description de l’instrument et principe de fonctionnement ........................................... 4
2.1.1. La sonde et son blindage ...................................................................................... 4
2.1.2. Système électronique de comptage....................................................................... 5
2.2. Protection contre les rayonnements et sûreté des sondes à neutrons et
à rayons gamma .............................................................................................................. 7
2.2.1. Exposition dans un cadre professionnel ............................................................... 7
2.2.2. Notions de base..................................................................................................... 8
2.2.3. Normes de protection contre les rayonnements et de sûreté des sources ........... 10
2.2.4. Sûreté radiologique opérationnelle ............................................................................ 11
2.2.5. Risques d’exposition ................................................................................................. 11
2.3. Les tubes d’accès et leur installation ............................................................................ 13
2.4. Étalonnage .................................................................................................................... 14
2.4.1. Étalonnage au laboratoire ................................................................................... 17
2.4.2. Étalonnage sur le terrain ..................................................................................... 17
2.4.3. Étalonnage rapide sur le terrain .......................................................................... 17
2.4.4. Modèles théoriques............................................................................................. 18
2.4.5. Étalonnage pour les couches superficielles ........................................................ 19
2.5. Sphère d’influence........................................................................................................ 19
2.6. Analyse d’erreur sur la détermination de la teneur en eau et du stock ......................... 21
2.6.1. Erreurs d’étalonnage et instrumentales............................................................... 22
2.6.2. Erreur locale ....................................................................................................... 29
2.6.3. Erreurs sur la détermination du stock d’eau ....................................................... 32
3. Sonde à neutrons/gamma pour des mesures simultanées d’humidité et de densité............. 39
3.1. Caractéristiques générales ............................................................................................ 39
3.2. Principe de mesure de la masse volumique .................................................................. 40
3.2.1. Rétro-diffusion ................................................................................................... 41
3.2.2. Atténuation ......................................................................................................... 42
3.3. Étalonnage .................................................................................................................... 42
4. Applications......................................................................................................................... 45
4.1. Stock d’eau dans le sol ................................................................................................. 45
4.2. Courbes de rétention d’eau dans le profil ..................................................................... 47
4.3. Conductivité hydraulique des sols ................................................................................ 48
4.3.1. Méthode de Richards et al. (1956)...................................................................... 50
4.3.2. Méthode de Libardi et al. (1980) ........................................................................ 53
4.3.3. Méthode de Sisson et al. (1980) ......................................................................... 54
4.4. Bilan hydrique .............................................................................................................. 55
4.4.1. Estimation des composantes du bilan hydrique.................................................. 57
4.5. Variabilité spatiale des sols .......................................................................................... 59
4.6. Extraction racinaire....................................................................................................... 59
4.7. Contrôle de l’irrigation ................................................................................................. 60
4.7.1. Estimation des lames d’irrigation ....................................................................... 61
4.7.2. Fréquence d’irrigation ........................................................................................ 63
4.7.3. Évaluation des systèmes d’irrigation .................................................................. 64
4.8. Contrôle de la compaction des sols cultivés................................................................. 66
Références bibliographiques .................................................................................................... 69
Personnes ayant contribué à la rédaction et à l’examen ........................................................... 71
1. INTRODUCTION
Les activités agricoles ne concernent qu’une mince pellicule de sol comparée aux
dimensions de l’atmosphère ou de la géosphère. Malgré sa faible épaisseur, le sol est
indispensable à la vie car il est le substrat où poussent les plantes servant de nourriture à
l’homme et aux animaux. Sans le sol, notre planète serait tout sauf verte et la vie réduite aux
océans!
Les sols constituent un important réservoir d’eau douce. Ils transforment les
précipitations, par essence discontinues dans l’espace et dans le temps, en des flux continus
tels les débits des rivières et des fleuves. Ils permettent également d’alimenter en eau de façon
continue les racines des plantes. Leur capacité de rétention des eaux de pluie est
approximativement égale au tiers de celle de l’ensemble des lacs (réservoirs artificiels
compris) et elle est dépasse celle de l’ensemble des lits de toutes les rivières. Enfin, la somme
des quantités d’eau souterraines contenues dans les sols et les nappes phréatiques est de deux
ordres de grandeur supérieure à la totalité des eaux de surface.
In fine, toutes les études portant sur l’hydrologie des sols ont pour objectif une
meilleure compréhension et une description plus complète des processus. Les processus
élémentaires d’infiltration, de redistribution, de drainage, d’évaporation et d’évapotranspiration sont tout d’abord analysés en tant que tels puis combinés pour rendre compte
d’une séquence particulière d’événements pluvieux ou d’une saison. Le transport des solutés
est aussi considéré comme une partie intégrante de ces processus. Une compréhension
physique complète de ces processus exige plusieurs niveaux d’investigation et
d’approximation. Un de ces niveaux concerne la caractérisation et la quantification des
processus rencontrés sur le terrain à une échelle dite "ponctuelle" (Kutilek et Nielsen, 1994).
De telles études requièrent une caractérisation détaillée des trois composants principaux du
sol considéré comme un système poreux: les phases solide, liquide et gazeuse.
La phase solide est constituée de particules dont la composition, la taille et
l’arrangement varient considérablement d’un sol à l’autre. Pour ce qui est de la composition,
les particules sont divisées en deux groupes: les éléments organiques et minéraux. La matière
organique peut être fraîche, partiellement décomposée ou totalement décomposée: humus. La
composition de la partie minérale dépend de celle de la roche mère à partir de laquelle le sol
s’est formé. Les composés majeurs sont SiO4, Al2O3, Fe2O3, CaO, MgO, K2O, P2O5.
Beaucoup de ceux-ci fournissent des éléments essentiels à la croissance et au développement
des plantes et la plupart des 92 éléments naturels peuvent être rencontrés dans un sol.
La dimension des particules est évaluée par des analyses mécaniques du sol. Trois
principales fractions sont identifiées: sable (de 0,05 mm à 2 mm), limon (de 0,002 à 0,05 mm)
et argile (<0,002 mm). La texture du sol (par exemple limono-argileux, argilo-sableux…),
définie par la proportion relative de chacune de ces fractions, est utilisée dans les
classifications pédologiques. L’arrangement des particules définit la structure du sol, tandis
que le compactage de la phase solide définit l’espace vide ou poral, occupé aussi bien par
l’eau que par l’air. L’un des principaux attributs d’un sol est sa densité apparente qui
correspond à la masse de matière solide contenue par unité de volume de sol. La densité
apparente, inversement proportionnelle à la porosité du sol, est élevée lorsque ce dernier est
compacté et peu aéré.
La phase liquide est une solution aqueuse diluée qui contient une grande variété d’ions,
de sels et de molécules, dont des composés organiques. Elle représente un réservoir
d’éléments nutritifs essentiels pour la croissance et le développement des plantes dont la
1
composition est continuellement renouvelée sous l’effet des interactions physico-chimiques
entre les particules du sol, l’eau et les gaz. La phase liquide est quantifiée par la teneur en eau
qui correspond à la masse, ou au volume, d’eau par unité de masse de sol sec, ou par unité de
volume de sol, respectivement. Sur un profil vertical de sol, la teneur en eau intégrée en
fonction de la profondeur représente le stock d’eau dans la couche correspondante
Les stocks d’eau dans les sols varient largement d’une situation à l’autre. Le sol
assimilé à un réservoir se remplit par les précipitations, l’irrigation ou la fonte des neiges et se
vide par évaporation, transpiration ou percolation vers les couches plus profondes. En
agronomie, l’eau disponible est définie comme étant la quantité qui peut être utilisée par les
plantes, ce qui est d’extrême importance pour la production agricole. En cas de faible
disponibilité en eau, l’irrigation peut compléter les besoins des plantes et, en cas d’excès, des
systèmes de drainage peuvent éliminer les surplus.
Les organismes vivants dans le sol – dont les racines des plantes – ont besoin d’une
alimentation en oxygène. L’aération du sol dépend de son espace poral et de la proportion
occupée par l’eau. Le cas "idéal" serait un sol avec 50% de son volume occupé par la phase
solide, 25% par la solution du sol et 25% par la phase gazeuse.
L’intention des auteurs n’étant pas ici de couvrir l’étude exhaustive des processus qui
ont lieu dans les sols, ils renvoient le lecteur aux ouvrages détaillés et articles
complémentaires disponibles sur le sujet. Ce document se restreint à la description de deux
techniques nucléaires adaptées aux études parcellaires à l’échelle locale: la thermalisation
neutronique et l’atténuation gammamétrique pour la mesure de la teneur en eau et de la masse
volumique des sols.
1.1. Teneur en eau et densité apparente des sols
Bien que la teneur en eau se présente comme un concept simple en physique des sols,
elle est difficile à évaluer sur le terrain. Les valeurs d’humidité des sols, obtenues par
différentes méthodes, montrent fréquemment des écarts considérables par rapport à une valeur
"vraie" qui, en réalité, n’est jamais connue. Le principal problème réside dans la procédure
d’échantillonnage. L’humidité d’un échantillon prélevé au champ peut être déterminée avec
un degré élevé de précision et d’exactitude, mais le problème est de savoir dans quelle mesure
cet échantillon représente réellement le sol à la profondeur souhaitée, principalement à cause
de la variabilité locale et de l’incertitude résultant de la procédure d’échantillonnage retenue.
L’humidité du sol peut être exprimée sur une base massique ou volumique. Dans ce
document les symboles et définitions suivants seront utilisés:
–
Teneur massique en eau w [(g H2O)(g de sol sec)–1]:
w
masse d' eau
masse de sol sec
msh mss
mss
(1)
où msh est la masse du sol humide et mss la masse de sol sec, respectivement.
–
Teneur en eau volumique T [(cm3 H2O)(cm3 de sol) –1]:
ș
2
volume d’ eau
volume de sol
msh mss
UeV
˜
(2)
où V est le volume de l’échantillon de sol et Ue la masse volumique de l’eau qui vaut
normalement 1 g.cm–3. On peut montrer que:
T wu d a
(3)
où da est la densité apparente du sol sec, définie par:
da
ms s
Ua
UeV
Ue
(4)
avec Ua: masse volumique apparente du sol [(g sol sec)(cm3 de sol)–1].
Exemple: Dans un profil de sol, un échantillon de sol a été prélevé à 20 cm de
profondeur avec un cylindre de 200 cm3 dont la masse est de 105,3 g. Après avoir éliminé le
sol en excès et vérifié qu’il occupe bien tout le volume V du cylindre, le cylindre et le sol sont
pesés, donnant une masse de 395,6 g. Ensuite le cylindre contenant le sol est mis à l’étuve à
105ºC jusqu’à obtention d’une masse constante de 335,7 g. Dans ce cas, l’équation (1) donne:
w
395,6 335,7
335,7 105,3
0,260 g.g 1 ou 26% en masse
l’équation (2):
ș
395,6 335,7
1 u 200
0,300 cm 3 .cm -3 ou 30% en volume
et l’équation (4):
da
335,7 105,3
1 u 200
1,152, U a
1,152 g.cm
-3
et on peut vérifier que, selon l’équation (3), on a bien: 0,30 = 1,152 × 0, 26.
Les différentes méthodes de détermination la teneur en eau et de la densité des sols
diffèrent essentiellement par leurs modes de prélèvement des échantillons. Cependant, les
équations (1) et (4) restent toujours valables et applicables dès lors que les informations sont
disponibles. La difficulté majeure réside dans la détermination précise du volume V de
l’échantillon. En effet, l’utilisation d’une tarière provoque la destruction de la structure du sol.
Dans ce document, les méthodes classiques de détermination de l’humidité du sol ne seront
pas discutées. On pourra trouver plus de détails sur ce sujet dans les ouvrages de base
consacrés à la physique des sols, par exemple, Methods of Soil Analysis (Klute, 1986).
Un inconvénient des méthodes classiques est leur caractère destructif. À chaque
prélèvement, le profil de sol est perturbé. Même avec une simple tarière, après plusieurs
répétitions, une petite parcelle sera définitivement endommagée. Un autre problème est la
variabilité du sol. Lors de chaque échantillonnage, même en prélevant l’échantillon à la
"même" profondeur, chaque prise correspond à un nouveau point. Un troisième problème,
quoique plus mineur, est le temps requis pour sécher les échantillons à l’étuve qui est au
minimum de 24 heures.
Avec la sonde à neutrons, dont l’utilisation sera discutée en détail dans la suite, la
structure du sol est faiblement perturbée et ceci n’intervient qu’en une seule occasion: lors de
la mise en place du tube d’accès jusqu’à la profondeur désirée. Ensuite, les mesures peuvent
être faites rapidement et de manière répétitive, quelle que soit la profondeur et à des
intervalles de temps quelconques. Bien sûr, la sonde à neutrons présente aussi des
désavantages qui seront également discutés.
3
2. SONDES À NEUTRONS DE PROFONDEUR
2.1. Description de l’instrument et principe de fonctionnement
La sonde à neutrons est constituée essentiellement de deux parties séparées ou non selon
les modèles: (1) la sonde avec son blindage, d’une part, et (2) le système électronique de
comptage, d’autre part.
2.1.1. La sonde et son blindage
La sonde se présente sous forme d’un cylindre métallique scellé de 3 à 5 cm de diamètre
et de 20 à 30 cm de long. Celui-ci contient une source radioactive émettrice de neutrons
rapides, un détecteur de neutrons lents et un pré-amplificateur. Le signal de sortie de ce
dernier est transmis au système électronique de comptage par l’intermédiaire d’un câble de 5
à 20 m de longueur.
La géométrie de la sonde, le type et l’activité de la source de neutrons, les types de
détecteur et d’amplificateur varient considérablement selon les constructeurs. Les sources de
neutrons sont constituées d’un mélange intime d’un émetteur de particules alpha (241Am,
226
Ra) et d’une fine poudre de béryllium. En bombardent les noyaux de béryllium, les
particules alpha (D) (noyaux d’hélium) donnent lieu à la réaction nucléaire suivante:
4
2
Į 94 Be o 01n 126 C
Les neutrons ainsi produits ont des énergies pouvant atteindre 14 MeV (1 eV = 1,6 ×
10–19 J) avec une valeur moyenne d’environ 4,5 MeV (neutrons rapides).
L’activité de la source est en général donnée par celle de l’émetteur alpha et elle est
exprimée en becquerels (Bq). La plupart des sources présentent une activité entre 370 et
1850 MBq (ou 10 à 50 mCi pour employer une ancienne unité: le "curie", Ci, voir définitions
au paragraphe 2.2.2.2). Parce que les émetteurs Démettent généralement aussi des rayons
gamma (J et des neutrons rapides, la protection contre les rayonnements et la sûreté des
utilisateurs de sondes à neutrons revêt une grande importance. Le blindage, qui constitue
l’emballage de la sonde, doit donc être conçu de telle façon qu’il garantisse la protection de
l’opérateur. Les sondes actuellement commercialisées par les fabricants présentent un
blindage élaboré de manière à garantir une exposition dans des limites admissibles quand la
source se trouve à l’intérieur de celui-ci.
Quand la source est hors du blindage de protection, l’opérateur est exposé aux
rayons gamma et aux neutrons rapides. Ceci doit être absolument évité. Les
sondes sont construites de façon à permettre que la source quitte son
blindage et pénètre directement et rapidement dans le tube d’accès implanté
dans le profil de sol, évitant ainsi une exposition excessive aux rayonnements
lors de cette opération.
La protection la plus efficace contre les rayons J est assurée par un blindage en plomb,
alors que, contre les neutrons, il faut utiliser des matériaux à forte teneur en hydrogène
comme la paraffine ou le polyéthylène.
Pour effectuer des mesures, la sonde est descendue à la profondeur désirée à l’intérieur
d’un tube d’accès en aluminium qui est "transparent" aux neutrons rapides. Une fois dans le
sol, jusqu’à une distance de 30–50 cm de la source, les neutrons rapides émis par celle-ci sont
4
dispersés: ils subissent, par choc avec les atomes d’hydrogène de l’eau et avec certains
composants du sol une série de chocs élastiques qui les amènent à un état énergétique voisin
de celui des atomes du milieu ambiant (neutrons thermiques). Cette interaction, détaillée plus
loin, est à la base du principe de la sonde à neutrons pour mesurer la teneur en eau. En effet, le
détecteur de la sonde n’étant sensible qu’aux neutrons thermiques, on a ainsi un moyen de
caractériser à partir du nombre de neutrons thermiques détectés la quantité d’atomes
d’hydrogène, donc l’humidité du sol au voisinage de la sonde.
Divers détecteurs de neutrons thermiques sont disponibles, tels que ceux au trifluorure
de bore-10, ceux à hélium-3 et ceux à scintillations, chacun présentant des avantages et des
inconvénients. Les impulsions électroniques qui sortent du détecteur sont d’abord
préamplifiées dans la sonde elle-même puis envoyées par le câble jusqu’au système de
comptage externe.
2.1.2. Système électronique de comptage
Bien que les systèmes électroniques de comptage varient beaucoup d’une sonde à une
autre, ils comprennent toujours: un amplificateur, une source de haute tension, un compteur
d’impulsions, une horloge, un dispositif d’alimentation par batteries rechargeables et un
microprocesseur. Etant donné que l’émission neutronique est un processus aléatoire (de type
"loi de Poisson"), le temps de comptage a une grande influence sur la précision des résultats et
la plupart des sondes offrent à l’utilisateur le choix entre plusieurs temps de comptage
différents. Chaque impulsion détectée correspondant à un neutron lent atteignant le détecteur,
le microprocesseur convertit finalement les comptages bruts en coups par minute (cpm) ou par
seconde (cps).
Les sondes actuelles ont des microprocesseurs incorporant des équations d’étalonnage
fournies par le constructeur – ou développées par l’utilisateur – pour différents sols et, ainsi,
les résultats peuvent être exprimés directement en teneur en eau (%, g.g–1, cm3.cm–3 …) pour
chaque profondeur, ou en termes de lames d’eau stockée dans une couche donnée de sol
[(mm H2O)/(10 cm)] ou dans tout le profil.
Chaque fabricant donnant des instructions de mise en œuvre spécifiques de ses
matériels, celles-ci ne seront pas discutées ici. La figure 1 montre une représentation
schématique d’une sonde à neutrons de profondeur mise en place dans un tube d’accès pour
effectuer une mesure.
Système électronique de comptage
Blindage
Niveau du sol
Tube d’accès
Détecteur de neutrons lents
et préamplificateur
Source de neutrons rapides
FIG. 1. Sonde à neutrons de profondeur.
(Source: Campbell Pacific Nuclear (CPN®), 503 DR Hydroprobe – Notice d’utilisation.)
5
Le principe de fonctionnement des sondes à neutrons est très simple. La source de
neutrons émet des neutrons rapides qui interagissent avec les particules et l’eau autour de la
sonde. Les neutrons ne possédant pas de charge, les champs électriques n’altèrent pas leurs
mouvements. Trois types d’interactions peuvent se produire: absorption par les noyaux
atomiques, dispersion par collisions, et désintégration.
L’absorption des neutrons par les noyaux dépend de leur énergie et du type de noyau
cible. La "probabilité" d’un tel processus est mesurée par la section efficace d’absorption de
l’élément considéré; pour la plupart des éléments présents dans le sol, elle est très faible. Si
une telle réaction se produit, un neutron est absorbé par un noyau AZX selon l’équation:
1
0
où
n AZX o A Z1X
A 1
Z X
est un nouveau noyau.
Dans certains cas, le nouveau noyau est instable et se désintègre en émettant des
rayonnements. C’est le même principe que l’activation neutronique et cela ne se produit
qu’avec quelques éléments présents en faible concentration dans le sol, par exemple: Ag, Au,
In, Fe, Al, Mn. De plus, le flux de neutrons émis par la source étant de très faible intensité, la
probabilité de capture d’un neutron est extrêmement faible. Dans beaucoup de cas, toutefois,
A 1X est stable (par exemple: 1 n 12 C o 13C ; 1 n 14 N o 15 N ). Dans les cas où il est radioactif,
0
6
6
0
7
7
Z
24
sa vie moyenne est en général très courte, par exemple: 10n 23
13 Al o 13Al – vie moyenne de 2,3
minutes. Par conséquent, on peut affirmer qu’il n’y a virtuellement pas d’activation des
matériaux du sol par la sonde à neutrons. De même, même si l’aluminium du tube d’accès
devient légèrement radioactif pendant la mesure, il se désactive ensuite en seulement quelques
minutes.
La dispersion des neutrons par des collisions (élastiques ou inélastiques) est un
processus très important sur lequel est fondé le principe de fonctionnement de la sonde à
neutrons. Dans ces collisions, les neutrons rapides (d’énergie élevée >2 MeV) perdent de
l’énergie (modération) et deviennent lents ou "thermiques" (de basse énergie <0,025 eV). Si
les collisions sont élastiques, plus le noyau cible est massif, plus faible est l’énergie perdue
par le neutron (tableau I).
TABLEAU I. NOMBRE DE COLLISIONS NÉCESSAIRES POUR
RÉDUIRE L’ÉNERGIE D’UN NEUTRON DE 2 MeV À 0,025 eV
Isotope cible
1
H
H
4
He
7
Li
12
C
16
O
238
U
2
Nombre de
collisions
18
25
43
68
115
152
2172
Sur ce tableau, on peut vérifier que 1H est l’isotope le plus efficace pour réduire
l’énergie d’un neutron rapide. On dit que l’hydrogène est un bon "modérateur" (ralentisseur)
de neutrons. À cause de son contenu en hydrogène, l’eau est aussi un bon modérateur de
neutrons. Donc, plus un sol est humide, plus grande sera la quantité de neutrons lents présents
6
autour de la source de neutrons rapides. D’autres constituants du sol possèdent également de
l’hydrogène dans leur composition, mais dans ce cas, ces constituants ne varient pas en
concentration – à l’exception de la matière organique qui peut évoluer dans le temps – et ils
sont implicitement pris en compte lors de l’étalonnage de l’appareil.
Les neutrons, quand ils sont libres, sont instables et ont une demi-vie de 13 minutes; un
neutron qui n’est pas capturé se désintègre selon la réaction suivante:
1
0
n o 11 p ȕ - ȣ 780 keV
où 11 p est un proton, Eune particule bêta et ȣ est un neutrino.
Quand la sonde est descendue dans le tube d’accès, un "nuage" stable de neutrons lents
se forme rapidement autour de la source. Il présente une forme sensiblement sphérique avec
un diamètre (de l’ordre de 30 cm) d’autant plus grand que le sol est plus sec. Le nombre de
neutrons lents par unité de volume, constant en chaque point du nuage, est proportionnel à la
quantité d’eau dans le sol traversé par le tube. Du fait que le détecteur de neutrons lents se
situe dans le volume de ce nuage, le comptage (cpm ou cps) est proportionnel à la teneur en
eau (T) pour ce même volume de sol. La correspondance entre teneur en eau et comptage
résulte d’un étalonnage à partir d’échantillons de sol prélevés dans le volume occupé par le
nuage de neutrons et pour lesquels sont effectuées des mesures de T par la méthode
gravimétrique. Plus de détails sur l’étalonnage seront donnés au paragraphe 2.4. Des
informations supplémentaires sur la théorie de la mesure neutronique de la teneur en eau
peuvent être trouvés dans AIEA (1970) et Greacen (1981).
2.2. Protection contre les rayonnements et sûreté des sondes à neutrons et à rayons
gamma
2.2.1. Exposition dans un cadre professionnel
Une exposition aux rayonnements peut survenir dans l’exercice de nombreuses activités
entraînant la manipulation de sources radioactives dans l’industrie, l’agriculture, la médecine
et beaucoup de secteurs de recherche et de métiers impliquant la manipulation de matériaux
comportant des concentrations enrichies en radionucléides naturels.
En 1996, l’Agence internationale de l’énergie atomique a publié deux références en
matière de sûreté: Radiation Protection and the Safety of Radiation Sources (AIEA, collection
Sécurité n° 120) et Normes fondamentales internationales de protection contre les
rayonnements ionisants et de sûreté des sources de rayonnements (AIEA, collection Sécurité
n° 115), en abrégé Normes fondamentales internationales ou NFI. Ces deux publications ont
été coparrainées par l’Organisation des Nations Unies pour l’alimentation et l’agriculture
(FAO), l’AIEA, l’Organisation internationale du Travail (OIT), l’Agence de l’OCDE pour
l’énergie nucléaire, l’Organisation panaméricaine de la santé et l’Organisation mondiale de la
santé. Elles établissent les objectifs et présentent les principes de sûreté radiologique ainsi que
les impératifs à respecter pour les mettre en œuvre et atteindre ainsi ces objectifs (FAO et al.,
1996a; FAO et al., 1996b).
On peut trouver des indications sur la façon de respecter les exigences définies par les
NFI dans les guides de sûreté de l’AIEA publiés conjointement par l’AIEA et l’OIT. Le guide
de sûreté RS-G-1.1 donne des instructions générales sur la mise en place d’un programme de
radioprotection dans un contexte professionnel (AIEA et OIT, 1999). Les normes de sûreté
7
définies par l’AIEA ne sont pas automatiquement adoptées par ses États Membres qui peuvent
toutefois les intégrer, s’ils le désirent, dans leur législation nationale dans le respect de leurs
propres activités dans le domaine. Néanmoins, les gouvernements ont la responsabilité de les
faire respecter ce qu’ils assurent en général par la mise en place d’un système national de
protection et de sûreté radiologiques. De telles infrastructures nationales comprennent: un
ensemble de lois et de règlements; une autorité habilitée à délivrer des autorisations, à
effectuer des inspections de ce type d’activités contrôlées et à faire respecter les textes; des
ressources suffisantes et un personnel compétent suffisamment nombreux (AIEA et OIT,
1999).
Dans le paragraphe 2.2.2, on se contente de rappeler les notions de base liées à la
protection et à la sûreté radiologiques. En complément, l’utilisateur devra toujours prendre en
compte les spécificités des législations et règlements nationaux applicables.
2.2.2. Notions de base
2.2.2.1. Réactions nucléaires et radioactivité
Le noyau des atomes est composé de particules positives – les protons – et de particules
neutres – les neutrons – qui interagissent entre elles sous l’effet de différentes forces de nature
électrique, gravitationnelle et nucléaire. L’équilibre de celles-ci dépend du nombre de protons
(Z: numéro atomique) et de neutrons (N) présents dans le noyau. Z et N conditionnent
également la stabilité ou l’instabilité nucléaire. La proportion entre le nombre de protons et de
neutrons qui confère la stabilité au noyau n’est pas identique pour tous les atomes. Elle peut
être reliée au nombre de masse A (A = Z + N) par la relation empirique suivante:
Z
A
2 0,0146. A2 / 3
Ainsi, un atome donné peut être instable ou radioactif par excès de protons (Z largement
supérieur à N) ou par excès de neutrons (N très supérieur à Z), présentant une tendance
naturelle pour que l’équilibre s’établisse selon différentes transformations. Deux exemples en
relation avec les sondes à neutrons et à rayons J en sont donnés ci-dessous à titre
d’illustration.
9
a) Mélange d’isotopes d’américium 241
95 Am et de béryllium 4 Be (source de neutrons):
L’isotope d’américium est instable par excès de protons (Z/N = 95/146 = 0,65) et une
première transformation se produit, visant à rétablir l’équilibre par émission d’une particule D
de 5,48 MeV et d’un rayonnement J de 60 keV selon la réaction:
241
95
Am o
237
93
Np 42D E
Comparé à l’américium de départ, l’isotope de neptunium (Np) formé présente un excès
moindre de protons et un rapport Z/N plus faible de 0,64. Néanmoins, il reste instable et une
série de transformations successives ont lieu jusqu’à ce qu’un équilibre soit finalement atteint.
L’autre composant du mélange, l’isotope de béryllium, contient, lui, un excès de
neutrons (Z/N = 0,8) et il réagit avec la particule D issue de la réaction ci-dessus:
9
4
8
Be 42 Į o
12
6
C 01n E
L’isotope de carbone formé ne présente plus d’excès de neutrons avec un rapport Z/N
de 1.
b) Isotope de césium 137
55Cs , source de rayonnement J:
L’isotope 137
55Cs , instable par excès de neutrons (Z/N = 0,67), se transforme comme suit:
137
55
137
Cs o 137
56 Ba o 56 Ba E J (661,6 keV)
Dans cette réaction un isotope stable du baryum (Ba) est produit, soit directement par
l’émission d’une particule E– de 1176 keV, soit par l’émission d’une particule E– de 514 keV
suivie de celle d’un photon J de 661,6 keV.
Au travers des deux exemples ci-dessus, il est aisé de comprendre que, pour les sondes
contenant à la fois une source de neutrons et une source de rayons gamma, quatre types de
rayonnements sont émis: D, E, J et neutrons.
2.2.2.2. Définitions et unités
Les deux grandeurs physiques principales liées à la radioactivité sont l’activité – taux
de transformation nucléaire des radionucléides – et la dose absorbée par unité de masse de la
substance soumise au rayonnement.
L’activité a la dimension de l’inverse d’un temps (s–1). Elle représente le nombre de
transformations-désintégrations par seconde et s’exprime légalement en becquerels: 1
becquerel = 1 désintégration/seconde. Auparavant, on utilisait comme unité d’activité le curie
(Ci), basé sur l’activité d’un gramme de radium, équivalent à 3,7.1010 Bq.
La dose absorbée est une énergie par unité de masse (J/kg). Elle s’exprime en grays
(Gy). Elle constitue la quantité dosimétrique de base dans les NFI (c.f. paragraphe 2.2.1).
Néanmoins, son usage à des fins de sûreté n’est pas totalement satisfaisant car tous les
rayonnements ionisants n’ont pas le même effet destructeur sur les tissus humains. En
conséquence, on est amené à multiplier les doses moyennes absorbées par les tissus et les
organes par des facteurs de pondération wr qui, eux, prennent en compte le risque que
présente un rayonnement donné pour la santé. La quantité qui en résulte est appelée dose
équivalente. Cette dose équivalente est utilisée quand un tissu ou un organe est irradié
individuellement. Par contre, il est clair que la probabilité qu’une dose donnée provoque
aléatoirement des dommages diffère selon la nature de ces tissus ou organes. Pour traduire
cela, on multiplie de nouveau la dose équivalente reçue par chaque organe ou tissu par un
facteur supplémentaire qui traduit sa sensibilité particulière au rayonnement considéré. La
somme de toutes les doses ainsi pondérées pour tous les tissus et organes exposés d’un
individu définit la dose effective à laquelle il est soumis. L’unité de dose équivalente, et de
dose effective, est a priori la même que pour la dose absorbée (joule par kilogramme) mais on
les exprime en sievert (Sv) pour éviter toute confusion avec cette dernière (FAO et al.,
1996a).
2.2.2.3. Effets biologiques des rayonnements
L’exposition à des rayonnements comprenant des doses élevées de neutrons peut
provoquer divers effets comme des nausées, des rougeurs de la peau ou, dans les cas sévères,
des syndromes plus aigus qui apparaissent cliniquement chez les individus exposés au bout
d’un certain laps de temps suivant leur exposition. De tels effets sont désignés comme
"déterministes" car ils se produisent systématiquement lorsque la dose reçue dépasse un
9
certain seuil. L’exposition aux rayonnements peut aussi induire d’autres effets somatiques
comme des maladies qui surviennent après une période de latence et qu’une étude
épidémiologique au sein de la population concernée permet de détecter. Ce type d’effets est
considéré comme pouvant apparaître quelle que soit la dose sans effet de seuil. Enfin, des
effets héréditaires imputables aux rayonnements ont été mis en évidence statistiquement chez
certaines populations de mammifères et ils sont présumés se produire aussi chez l’homme. On
qualifie tous ces effets épidémiologiquement détectables – maladies et conséquences
héréditaires – de "stochastiques" à cause de leur caractère aléatoire.
Les effets déterministes résultent de divers processus biologiques – essentiellement la
mort des cellules et une division cellulaire retardée – causés par l’exposition à des niveaux
élevés de rayonnements. La gravité d’un effet déterministe particulier chez un individu exposé
augmente avec la dose reçue au-delà du seuil d’apparition de l’effet considéré.
Des effets stochastiques peuvent apparaître si des cellules irradiées sont modifiées au
lieu d’être tuées. Au terme de processus longs, ces cellules modifiées peuvent évoluer en
cancer. Si les cellules endommagées par l’exposition aux rayonnements sont des cellules
sexuelles dont la fonction est de transmettre un patrimoine génétique, différents effets
héréditaires peuvent se développer chez les descendants de l’individu exposé. La probabilité
d’apparition d’effets stochastiques est supposée proportionnelle à la dose reçue sans seuil. La
probabilité croît si la dose reçue est plus importante mais la gravité des pathologies qui en
résultent le cas échéant sera indépendante de cette dose (FAO et al., 1996a).
2.2.3. Normes de protection contre les rayonnements et de sûreté des sources
Les activités humaines qui ajoutent des rayonnements à l’exposition naturelle à laquelle
les gens sont normalement soumis – ou qui augmentent la probabilité de l’exposition qu’ils
encourent – sont regroupées sous le terme de "pratiques" dans les NFI. C’est notamment le
cas de l’usage des sondes à neutrons et à rayons gamma. Inversement, toutes les interventions
visant à réduire une exposition aux rayonnements existante – ou la probabilité d’apparition de
celle-ci en dehors d’une pratique contrôlée – sont appelées "interventions" dans les NFI (FAO
et al., 1996a).
Pour maintenir les doses inhérentes à des pratiques en dessous des limites légales et
aussi faibles que raisonnablement possible ("principe ALARA"), il faut respecter une série
d’exigences de base en matière de sûreté. Par commodité, on les regroupe en critères
administratifs (autorisation, responsabilités des organismes d’enregistrement et des titulaires
de licences), protection contre les rayonnements (justification des pratiques, limitation des
doses, optimisation de la protection et de la sûreté, contraintes de doses), critères de gestion
(culture de sûreté, assurance de la qualité, contrôles des facteurs humains), spécifications
techniques (sûreté des sources, défense en profondeur, bonnes pratiques d’usinage) et contrôle
de la sûreté (évaluation de la sûreté, suivi et vérification de la conformité, registres) (FAO et
al., 1996a; AIEA et OIT, 1999; Oresegun, 2000).
Une autorité nationale de réglementation est responsable de tous les aspects de la
protection et de la sûreté radiologiques dans un pays. D’une manière générale: elle évalue les
demandes de permission de conduire des pratiques entraînant – ou pouvant entraîner – une
exposition aux rayonnements; elle délivre des autorisations pour ces pratiques et la détention
des sources correspondantes, soumises à certaines conditions; elle mène des inspections
périodiques pour vérifier le respect de ces conditions; elle met à exécution toute action
nécessaire pour assurer la conformité aux normes et règlements (FAO et al., 1996a; AIEA et
OIT, 1999).
10
2.2.4. Sûreté radiologique opérationnelle
Pour atteindre un niveau opérationnel de sûreté radiologique, il faut être en conformité
avec les critères de sûreté indiqués par les NFI de l’AIEA, d’une part, et, d’autre part, avec les
spécifications de l’autorité nationale de réglementation du pays. Pratiquement, concernant
l’utilisation des sondes à neutrons et à rayons gamma, cela signifie que les points suivants
doivent être examinés: conception et fabrication de la sonde; formation; manuel d’utilisation;
règles applicables localement; sûreté pendant le transport; suivi du personnel et dosimétrie;
sûreté de l’entreposage et de la récupération; plans d’urgence; inventaire, responsabilité et
maintien des registres. Concernant ce dernier point, les registres suivants doivent être tenus à
jour: 1) inventaire des sources et responsables; 2) suivi des doses reçues par le personnel;
3) formations initiale et continue des travailleurs; 4) maintenance et réparation des matériels;
5) résultats des tests de fuite; 6) cahier de suivi de l’étalonnage des appareils de contrôle de
débit de dose et résultats de mesure; 7) cahier de suivi des sites extérieurs; 8) documentation
pour le transport; 9) rapports d’audit et d’examen du programme de sûreté; 10) rapport
d’enquête suite à incidents ou accidents (FAO et al., 1996a; AIEA et OIT, 1999; Oresegun,
2000).
2.2.5. Risques d’exposition
Comme il a été dit précédemment (paragraphe 2.2.2.2), en matière de rayonnements il
est nécessaire de considérer des facteurs de pondération de la dose absorbée qui varient selon
la nature du rayonnement pour prendre en compte le risque correspondant pour la santé. On a
regroupé dans le tableau II les valeurs de ces coefficients pour les rayonnements mis en jeu
dans le cadre de l’utilisation des sondes à neutrons et à rayons gamma. Bien sûr, lorsque l’on
manipule de telles sondes, il est clair que ce sont les neutrons et les J qui présentent le risque
le plus important car les particules D et E sont, elles, suffisamment atténuées par le blindage
métallique des sources (FAO et al., 1996a).
Les neutrons n’ayant pas de charge électrique, leur capacité de pénétration est élevée.
Ils peuvent traverser complètement le corps humain en perdant tout ou partie de leur énergie
cinétique provoquant ainsi des lésions aux tissus et organes. La gravité de ces lésions dépend
de l’énergie des neutrons et, pour traduire cela, on est amené à considérer des coefficients de
pondération variant de 5 à 20 selon la gamme d’énergie mise en jeu: voir tableau II. Pour une
même dose absorbée, cela signifie un risque de 5 à 20 fois supérieur par rapport aux J qui,
eux, ont un facteur de 1. Le blindage des sondes à neutrons est réalisé en matériaux
synthétiques à forte teneur en hydrogène qui atténuent efficacement les neutrons maintenant
ainsi les doses reçues par le manipulateur à des niveaux acceptables. Pour les sondes J le
plomb est utilisé pour confiner le rayonnement ce qui ne va pas sans poser quelques
problèmes pour la fabrication de matériels portables.
En fait, quand on considère l’utilisation des sondes à neutrons et Jen agronomie, le
problème principal provient des rayonnements qui peuvent s’échapper du sol pendant les
mesures. Ce problème est d’autant plus grave que le sol est plus sec car alors la sphère
d’influence est plus grande: voir paragraphe 2.5 plus loin. Dans l’industrie, partout on l’on a
respecté les "bonnes pratiques" mentionnées plus haut et utilisé des sondes bien conçues et
correctement construites, les doses enregistrées sont restées bien en dessous des doses limites
annuelles. En appliquant le principe ALARA – par exemple, placer des réflecteurs en Téflon à
la surface du sol – des doses aussi faibles que 0,2 mSv/an (1% de la dose limite annuelle) ont
pu être enregistrées que ce soit pour les sondes à neutrons ou J(Guzmán, 1989).
11
TABLEAU II. FACTEURS DE PONDÉRATION BIOLOGIQUE
POUR CHACUN DES QUATRE RAYONNEMENTS
Particule
Masse
Charge
D
E
Neutrons
<10 keV
10 à 100 keV
100 keV à 2 MeV
2 à 20 MeV
>20 MeV
J
4
0,0006
1
+2
–1
0
0
Facteur de
pondération
0
20
1
5
10
20
10
5
1
2.2.5.1. Doses limites professionnelles
Au sens des NFI une dose limite est définie comme "la valeur de dose effective ou de
dose équivalente reçue par un individu dans le cadre de l’exercice de pratiques contrôlées qui
ne doit pas être dépassée" (FAO et al., 1996a).
L’exposition à titre professionnel de n’importe quel travailleur doit être contrôlée de
telle manière que les doses limites suivantes ne soient pas dépassées:
a)
b)
c)
d)
une dose effective de 20 mSv par an en moyenne sur 5 années consécutives.
une dose effective de 50 mSv sur une seule année.
une dose équivalente au niveau du cristallin de l’œil de 150 mSv en une année.
une dose équivalente sur les pieds, les mains ou la peau de 500 mSv en une année.
Pour les jeunes de 16 à 18 ans, les seuils ci-dessus sont réduits à:
a)
b)
c)
une dose effective de 6 mSv en une année.
une dose équivalente au niveau du cristallin de l’œil de 50 mSv en une année.
une dose équivalente sur les pieds, les mains ou la peau de 150 mSv en une année.
Enfin, pour le public, les doses moyennes estimées ont pour limites:
a)
b)
c)
d)
une dose effective de 1 mSv en une année.
dans certaines circonstances, une dose effective jusqu’à 5 mSv en une seule année à
condition que la dose moyenne sur 5 années consécutives reste inférieure à 1 mSv.
une dose équivalente au niveau du cristallin de l’œil de 15 mSv en une année.
une dose équivalente sur les pieds, les mains ou la peau de 50 mSv en une année.
L’AIEA a le projet de publier un guide de sûreté consacré aux sondes nucléaires qui
couvrirait à la fois les risques d’exposition normaux et potentiels.
Pour conclure ce paragraphe consacré à la sûreté, on peut non seulement dire que les
sondes à neutrons et à rayons gamma ne présentent que des risques acceptables pour la santé
mais, qu’en fait, ces risques restent négligeables. En conséquence, l’usage de ces sondes n’est
– et ne doit – pas être classé comme une pratique à risque élevé pour la santé humaine.
12
2.3. Les tubes d’accès et leur installation
La taille et le type des tubes d’accès dépendent du diamètre de la sonde utilisée, du coût
et de la disponibilité des matériaux sur le marché. Malheureusement, le diamètre des sondes
n’a pas été standardisé au niveau international.
Le meilleur matériau pour les tubes est l’aluminium qui est transparent aux neutrons et
résiste bien à la corrosion sauf dans des sols très acides. D’autres matériaux peuvent
également être utilisés comme l’acier, le fer, le laiton, le polyéthylène ou d’autres plastiques.
Chaque matériau présente un comportement différent vis à vis des neutrons. Une fois choisi
un tube particulier (matériau, diamètres intérieur et extérieur), l’étalonnage et tout le travail
expérimental doivent donc être réalisés avec celui-ci. L’acier et le laiton affectent légèrement
la sensibilité de la sonde du fait de l’absorption des neutrons par ces métaux. Les taux de
comptage sont plus élevés dans le polyéthylène et autres matières plastiques en raison de leur
fortes teneurs en hydrogène.
Normalement, les constructeurs préconisent un diamètre intérieur et extérieur pour le
tube en fonction du diamètre de leur sondes. Il faut veiller à utiliser des tubes dont les
spécifications sont les plus proches de celles recommandées, principalement pour les
diamètres. La sonde doit coulisser dans le tube au plus juste car un trop large espace d’air
entre la source et les parois du tube réduit la sensibilité. Il est fortement recommandé
d’effectuer un essai préalable avec une sonde factice (en bois ou en PVC) de même diamètre
pour s’assurer qu’elle se déplace librement sans blocage.
La longueur des tubes dépend de la profondeur de travail souhaitée. Les tubes doivent
descendre de 10 à 20 cm plus bas que la profondeur maximale à laquelle on désire faire des
mesures puisque le centre actif de la sonde se situe généralement au milieu du détecteur. Il
faut également prévoir de 20 à 40 cm de tube au dessus de la surface du sol pour éviter
l’entrée accidentelle de sol ou de boue dans celui-ci et faciliter la mise en place de la partie
blindée de la sonde sur le tube (cf. figure 1). L’extrémité supérieure du tube doit être fermée
(par un bouchon en caoutchouc ou par une boite en aluminium renversée) afin d’éviter
l’entrée d’eau lorsqu’il n’est pas utilisé. Enfin, l’extrémité inférieure du tube doit aussi être
bouchée hermétiquement pour empêcher une arrivée d’eau, par exemple liée à la présence
d’une nappe.
Il y a plusieurs manières d’installer les tubes d’accès (Greacen, 1981) mais, d’une
manière générale, cela implique de faire un trou jusqu’à la profondeur désirée. Le principal
impératif est d’éviter la formation de poches d’air entre le sol et le tube. Ceci peut être réalisé
en utilisant une tarière d’un diamètre légèrement plus petit que le diamètre externe du tube. Le
tube est ensuite introduit dans l’avant-trou ainsi réalisé, souvent avec difficulté. De plus, si le
tube est ouvert vers le bas, du sol peut pénétrer à l’intérieur lors de sa mise en place. Il faut
ensuite le retirer en utilisant une deuxième tarière de diamètre cette fois inférieur au diamètre
interne du tube. On peut aussi introduire directement en force le tube dans le sol sans forage
préliminaire à la tarière. On procède alors par incréments successifs de 20 cm environ à l’issu
desquels on retire soigneusement tout le sol qui a pénétré dans le tube comme dans la
technique décrite précédemment. Enfin, une troisième technique consiste à introduire un tube
guide de même diamètre que le tube d’accès jusqu’à la profondeur désirée et à le retirer
ensuite pour faire place au tube définitif.
Dans certaines conditions (sols pierreux, gonflants, stratifiés…) l’installation de tubes
d’accès peut s’avérer extrêmement pénible. Au cas par cas, le chercheur doit alors s’en
remettre à son expérience et faire preuve d’imagination! Il faut avoir conscience que
13
l’installation d’un tube d’accès n’a lieu généralement qu’une seule fois par expérimentation et
qu’elle doit donc être réalisée minutieusement, même si plusieurs heures d’efforts sont
nécessaires pour cela. En effet, un tube d’accès mal installé compromettra irrémédiablement
toutes les mesures qui y seront faites ultérieurement. Il faut aussi souligner qu’un avantage de
la sonde à neutrons est de ne perturber le sol qu’au moment de la mise en place du tube
d’accès. Ensuite les mesures peuvent être faites rapidement, toujours sur ce même endroit et
sur de longues périodes de temps. Plus de détails sur l’installation des tubes d’accès sont
disponibles dans (AIEA, 1976).
2.4. Étalonnage
Étalonner une sonde à neutrons consiste à établir, pour un système sonde-tube-sol
donné, la relation entre l’humidité volumique du sol (T) et la lecture de l’appareil (cpm). Pour
établir cette relation, on prélève des échantillons de sol – pour lesquels on dispose de données
de comptage – dans une large gamme de teneurs en eau déterminées par la méthode
gravimétrique classique: voir la première partie de ce manuel. C’est un procédé relativement
simple en apparence mais qui peut conduire à des difficultés selon le protocole expérimental
retenu et les propriétés du profil de sol considéré.
En matière d’étalonnage d’une sonde à neutrons, l’échantillonnage est le principal
problème. En effet, en théorie, le même volume de sol doit être exposé à la sonde et servir à la
mesure gravimétrique. Dans la pratique, ceci est difficilement réalisable dans la mesure où le
volume vu par la sonde n’est pas très bien défini (une sphère d’environ 30 cm de diamètre et
variable avec l’humidité: cf. paragraphe 2.5) et qu’il est, en général, largement supérieur à
celui des échantillons de sols prélevés. Pour atténuer ce problème, on peut prendre, pour
chaque profondeur de mesure, plusieurs échantillons de sol autour du tube d’accès (à une
distance de 15 cm environ du tube) qui serviront à déterminer une valeur moyenne de T
probablement plus représentative du volume exploré par la sonde. Malgré cela, on n’a jamais
la certitude que les volumes échantillonnés par les deux approches (neutronique et
gravimétrique) soient identiques. Cet aspect devient crucial en cas de milieux hétérogènes tels
que les sols stratifiés ou caillouteux.
Obtenir in situ une large gamme de teneurs en eau constitue aussi un problème d’ordre
pratique à part entière. Des états d’humidité contrastés peuvent être obtenus par
humidification (irrigation, pluie) ou par dessiccation (évaporation, drainage) du profil de sol.
mais cela suppose des interventions pénibles sur de longues périodes et en plusieurs points. À
chaque mesure neutronique, doivent correspondre de nouveaux prélèvements de sols effectués
à la tarière dans le voisinage immédiat du tube mais en dehors de la zone d’influence de la
sonde. L’interprétation des mesures suppose donc l’homogénéité du sol dans son extension
horizontale et une répartition uniforme de l’humidité, ce qui n’est pas toujours le cas d’où une
incertitude supplémentaire.
Une fois obtenu le "meilleur" jeu de données [teneurs en eau, comptages neutroniques]
possible, il reste à établir la relation d’étalonnage. Pour éliminer la dérive de l’électronique
due aux effets de la température et d’autres problèmes pouvant affecter la sonde, on
commence par transformer les comptages relevés en comptages relatifs CR définis par:
CR
14
taux de comptage dans le sol
taux de comptage dans le standard
N
Ns
C uT
1
C s u Ts1
(5)
où C est le comptage relevé dans le sol pour un temps de comptage T donné, CS celui mesuré
dans un milieu standard pendant un temps TS, N et NS les taux de comptage respectifs
correspondants exprimés en cpm si T est en minutes.
Toutes les fois qu’une sonde est utilisée, on doit vérifier sa stabilité en effectuant des
comptages dans un standard qui, la plupart du temps, est placé à l’intérieur même du blindage
de la sonde. Pour travailler dans des conditions reproductibles, on pose alors la sonde sur le
couvercle de sa valise de transport à l’emplacement prévu à cet effet. Mieux, on peut utiliser
l’eau comme standard. Pour cela, il faut plonger un tube étanche à sa base au centre d’un
récipient d’au moins 60 cm de diamètre et 1 m de haut plein d’eau. Le comptage CS dans le
standard doit rester constant pour un long intervalle de temps dans les limites statistiques
d’une bande d’incertitude de largeur ± CS correspondant à la distribution de Poisson
caractérisant l’émission neutronique. Chaque fabricant fournit les détails de cette procédure
pour ses matériels. À titre d’exemple, le tableau III rassemble des données de terrain obtenues
pour l’étalonnage d’une sonde à 20 cm de profondeur dans un sol. La figure 2 présente le
graphique correspondant. La droite de corrélation T = a + b×CR qui y figure a été obtenue
par une régression linéaire classique. Dans ce cas, le coefficient de corrélation R était de
0,966.
Comme on le verra par la suite, les variances de a et de b, et la covariance de a et b
contribuent à l’erreur d’étalonnage. Celles-ci constituent l’une des principales sources
d’incertitude sur l’estimation de T par une sonde à neutrons. Elles doivent donc être
minimisées autant que possible. D’une manière générale plus le coefficient de corrélation R
est proche de 1, plus ces variances seront réduites. Ceci peut être obtenu en augmentant le
nombre n de points d’étalonnage et en élargissant la gamme des valeurs de T, en considérant
des points très humides (proches de la saturation) et très secs.
L’ordonnée à l’origine a de la droite d’étalonnage varie avec le type de sol, d’une sonde
à l’autre et en fonction du matériau du tube d’accès. Il n’y a pas de raison théorique
particulière pour que cette valeur soit nulle ou, même, proche de zéro: elle correspond en fait
à une extrapolation en dehors de la zone de mesure. Néanmoins, elle sera d’autant plus élevée
que la teneur en hydrogène du sol sec est grande.
TABLEAU III. EXEMPLE DE DONNÉES POUR LA CONSTRUCTION D’UNE COURBE
D’ÉTALONNAGE (SONDE À NEUTRONS Am/Be 1480 MBq (40 mCi),
ALFISOL, PIRACICABA (BRÉSIL)
Point
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
T
(cm3.cm–3)
0,424
0,413
0,393
0,387
0,378
0,375
0,306
0,287
0,291
0,283
N
(cpm)
79650
75541
76169
71143
67846
69259
59208
57637
62035
58109
CR
0,507
0,481
0,485
0,453
0,432
0,441
0,377
0,367
0,395
0,370
NS: taux de comptage du standard (eau) = 157050 cpm.
15
FIG 2. Courbe d’étalonnage obtenue à partir des données du tableau III.
La pente varie également en fonction du type de sonde et de sol. Dérivée de la courbe
d’étalonnage (variation de teneur en eau dT par unité de comptage relatif dCR), elle définit la
sensibilité de la sonde. Plus cette valeur est petite, meilleure est la sensibilité. En d’autres
termes, plus une sonde est sensible, plus un petit changement dans la teneur en eau entraînera
une grande variation dans la variable mesurée: le taux de comptage.
Chaque type de sol fournit une courbe d’étalonnage spécifique pour chaque sonde à
neutrons, du fait du processus d’interaction des neutrons avec les composantes du sol, de la
géométrie de la sonde, du type de détecteur, de l’électronique, etc. Les caractéristiques du sol
– principalement la composition chimique et la densité apparente – affectent également
l’étalonnage (Grimaldi et al., 1994). Ainsi pour un sol donné, des courbes d’étalonnage
différentes seront obtenues en fonction de la densité apparente du sol, comme cela est
schématisé dans la figure 3.
FIG 3. Courbes d’étalonnage selon la densité apparente du sol (d1 > d2 > d3).
16
En général, les courbes d’étalonnage d’un même sol, pour des densités différentes, ont
tendance à être parallèles avec des pentes b similaires. Pour une même humidité, les sols les
plus denses montrent une atténuation plus forte, et donc une valeur de CR plus élevée. Pour
les sols stratifiés, avec des couches de différentes compositions, comme les sols alluviaux, les
pentes peuvent être différentes d’une couche à l’autre.
Les sols pierreux posent des problèmes particuliers. Outre la difficulté d’installer des
tubes d’accès, la définition même de T devient problématique. Certains auteurs prennent en
compte le volume total en incluant les cailloux. D’autres excluent le volume des cailloux du
volume total considérant que c’est un volume mort non accessible à l’eau. Chaque cas doit
être analysé spécifiquement avec pour objectif l’obtention de la meilleure courbe d’étalonnage
possible. La nécessité d’obtenir différentes courbes d’étalonnage pour des sols légèrement
différents ou pour de petites variations de densité apparente va dépendre des objectifs de
chaque expérimentation. La précision nécessaire à la détermination de T sera le critère le plus
important pour la prise de décision.
2.4.1. Étalonnage au laboratoire
Un tel étalonnage implique la réalisation d’une série d’échantillons de sol maintenus
dans des récipients à des valeurs connues de densité apparente et de teneur en eau. De grandes
quantités de sol sont placées dans des fûts de 80 à 120 cm de diamètre et de 100 à 150 cm de
hauteur. La mise en place du sol et l’humidification doivent être conduites avec soin afin
d’obtenir un système homogène par rapport à la densité apparente et à la teneur en eau. Ceci
n’est pas une opération facile. Le tube d’accès de la sonde est installé au centre du fût où
seront faites les mesures.
De nombreux fabricants possèdent un jeu de fûts scellés qui sont utilisés lors de
l’étalonnage de chaque nouvelle sonde. Ces données sont fournies à l’utilisateur et, en
général, sont appelées "courbes d’étalonnage constructeur". Leur utilisation est quelque peu
limitée puisqu’elles sont réalisées dans un type de sol spécifique. Néanmoins, elles peuvent
utilement être comparées par l’utilisateur avec ses propres données. Couramment, lorsque l’on
veut seulement déterminer des variations relatives d’humidité 'T et non des valeurs absolues,
on utilise l’étalonnage constructeur car les pentes des courbes d’étalonnage sont peu variables.
2.4.2. Étalonnage sur le terrain
Étalonner in situ suppose: 1) d’installer des tubes d’accès directement sur le terrain;
2) de relever des comptages dans différentes conditions d’humidité atteintes naturellement ou
obtenues artificiellement; 3) de recueillir immédiatement après et aux mêmes cotes des
échantillons aux alentours des tubes dont on déterminera la teneur en eau par la méthode
gravimétrique. On répète ces mesures sur plusieurs tubes en même temps jusqu’à ce que l’on
ait obtenu un jeu de données représentatif de tout le profil et couvrant une gamme de teneurs
en eau suffisamment large. Dans des conditions normales de terrain, il est rare de trouver un
sol avec des valeurs d’humidité très différentes au même moment. En arrosant, on peut
obtenir facilement des points d’humidité élevée. Par contre, les points de faible humidité
peuvent être plus difficiles à obtenir selon le climat de la région dans laquelle on se trouve et
la saison. On peut, par exemple, attendre que le sol sèche en le couvrant avec des bâches pour
empêcher l’entrée d’eau. Néanmoins, il faut avoir conscience qu’un profil hydrique en
séchage est non-uniforme – surtout si il y a une stratification – et que cela peut entraîner des
incertitudes sur l’étalonnage.
2.4.3. Étalonnage rapide sur le terrain
Une méthode plus rapide pour obtenir une courbe d’étalonnage sur le terrain a été
développée par Carneiro et De Jong (1985). Elle consiste à mesurer avec la sonde à neutrons
17
les variations des comptages relatifs CR dans un profil de sol avant et après l’application sur
la surface de celui-ci d’une lame d’eau connue. La pente b peut être alors calculée par:
b
S f Si
z
z
0
0
(6)
[¦ CR f u 'z ¦ CRi u 'z ]
où Sf est le stock d’eau final (voir l’équation 35 du paragraphe 2.6.3) jusqu’à la profondeur z
de pénétration de l’eau dans le profil, Si le stock initial, avant l’application d’eau, CRf et CRi
les comptages relatifs finaux et initiaux correspondants, respectivement.
Étant donné que la variation de stock Sf – Si doit correspondre à la quantité d’eau
appliquée sur le sol, le coefficient b est connu par l’équation (6) et on peut ensuite calculer
l’ordonnée à l’origine a par:
a
(7)
T b u CR
où la valeur de T est déterminée au laboratoire par gravimétrie sur un échantillon prélevé sur
le terrain lorsque la valeur correspondante de CR a été mesurée.
Exemple d’application: Avant et après l’apport de 150 mm (15 cm) d’eau sur un profil
de sol les comptages relatifs suivants ont été obtenus pour différentes profondeurs:
Profondeur
(cm)
CRi
CRi u 'z
CRf
CRf u 'z
0–30
30–60
60–90
90–120
0,22
0,35
0,32
0,30
6,6
10,5
9,6
9,0
0,55
0,58
0,40
0,30
16,5
17,4
12,0
9,0
120
¦ CR i .' z
120
35,7
0
Soit, d’après (6): b
S f Si
120
120
0
0
[¦ CR f u 'z ¦ CRi u 'z]
¦ CR
f
.' z
54,9
0
15
54,9 35,7
0,781
À un autre endroit, on a prélevé un échantillon de sol à 30 cm de profondeur sur lequel
une teneur en eau T = 0,434 cm3/cm3 a été déterminée gravimétriquement. Avec la sonde à
neutrons, il a été mesuré à la même profondeur une valeur de comptage relatif CR = 0,45.
D’après (7), on a donc:
a = T – b × CR = 0,434 – 0,781 × 0,45 = 0,0824
Et, finalement, la courbe d’étalonnage recherchée est donc: T = 0,0824 + 0,781 u CR
2.4.4. Modèles théoriques
Ces modèles théoriques sont fondés sur la théorie de la diffusion des neutrons. L’un de
ceux-ci (Couchat et al., 1975) repose sur la mesure des sections efficaces d’absorption et de
diffusion des neutrons dans une pile de graphite. Une étude systématique de comparaison
entre étalonnage gravimétrique et théorique est donnée par Vachaud et al. (1977).
18
2.4.5. Étalonnage pour les couches superficielles
L’établissement de courbes d’étalonnage pour les couches superficielles du sol constitue
également une source supplémentaire de difficultés. Beaucoup d’auteurs conseillent de ne pas
utiliser les sondes de profondeur pour effectuer des mesures proches de la surface. En effet,
comme on le verra au chapitre 3, il existe effectivement des sondes spécifiques pour cet
usage.
Néanmoins, il est possible d’obtenir des courbes d’étalonnage spécifiques prenant en
compte la fuite de neutrons dans l’atmosphère (Greacen, 1981). D’autres auteurs conseillent
l’utilisation de réflecteurs/absorbants (Arslan et al., 1997). Ce sont des blocs de paraffine ou
de polyéthylène en forme de disque épais percé d’un orifice central. Ils sont placés sur le sol
et le tube d’accès est introduit dans l’orifice central. L’étalonnage est alors fait avec le
réflecteur qui intercepte les neutrons qui, autrement, s’échapperaient vers l’atmosphère. Bien
que théoriquement satisfaisante car les conditions de mesure en surface se rapprochent des
conditions en profondeur, d’un point de vue pratique, cette méthode n’est pas toujours
évidente à mettre en œuvre sur le terrain. Enfin, certains pensent qu’il est possible d’obtenir
directement un étalonnage spécifique de la couche de surface (0–15 cm), par corrélation entre
les comptages obtenus avec la source à 10 cm de profondeur et la teneur en eau d’un
échantillon 0–15 cm (Haverkamp et al., 1984).
2.5. Sphère d’influence
Le nuage de neutrons lents qui se forme immédiatement après l’introduction de la sonde
à la profondeur voulue définit une sphère – appelée “sphère d’influence” – qui correspond au
volume du sol vu par la sonde. Des travaux théoriques (AIEA, 1970) ont montré que son
rayon dépend du contenu en atomes d’hydrogène (qui font partie des molécules d’eau) du
milieu. Lorsque celui-ci est important, comme dans l’eau pure, le rayon est de l’ordre de 5 à
8 cm. Dans les sols secs, pour lesquels le contenu en eau est très faible, le rayon peut atteindre
20 cm ou plus. Le modèle théorique de Olgaard (1969) suggère que, pour des valeurs de T =
0,1 cm3.cm–3 (ce qui est extrêmement sec pour des conditions agronomiques), le rayon de la
sphère d’influence reste néanmoins toujours inférieur à 45 cm.
Cela pose donc le problème de l’échantillonnage, tant lors de l’étalonnage que pendant
les mesures de routine. Cela signifie aussi que pour chaque valeur d’humidité, la sonde
échantillonne des volumes différents de sol. C’est un problème permanent auquel il faut faire
attention, principalement pour les mesures effectuées à de faibles profondeurs. Il est donc
important de connaître le diamètre de la sphère d’influence en fonction de T afin de placer la
sonde à une profondeur suffisante pour éviter la fuite de neutrons vers l’atmosphère.
Pour estimer le rayon R de la sphère d’influence, le milieu doit être homogène. Pour
cela, l’utilisation de sol remanié dans des fûts est recommandée, sauf si le terrain est
naturellement très homogène. La procédure est relativement simple: 1) la sonde est d’abord
abaissée jusqu’à une profondeur maximale correspond à plus grande valeur plausible de R soit
45–50 cm; 2) elle est ensuite remontée par incréments successifs de 5 cm au maximum et, à
chaque cote, on réalise plusieurs comptages. Lorsque la sonde est située en profondeur, la
sphère d’influence échantillonne un milieu homogène et les comptages C doivent être
constants, variant au plus dans les limites des écarts statistiques possibles (± C ). À mesure
que le centre actif de la sonde s’approche de la surface, des neutrons commencent à
s’échapper vers l’atmosphère et le comptage diminue d’abord lentement puis
exponentiellement jusqu’à atteindre des valeurs très faibles au voisinage de la surface quand
la plus grande partie de la sphère se trouve dans l’air: voir exemple des données du tableau IV
représentées graphiquement sur la figure 4.
19
TABLEAU IV. TAUX DE COMPTAGE EN FONCTION DE LA PROFONDEUR
POUR DEUX MILIEUX HOMOGÈNES: EAU ET SOL AVEC T = 0,35 cm3.cm–3
Profondeur
(cm)
N (eau)
N (sol)
100
90
80
70
60
50
40
30
20
15
12,5
10
7,5
5
2,5
0
–5 (air)
–10 (air)
–20 (air)
157230
157110
157130
157020
156890
157150
156970
157080
157160
157020
157240
157000
156540
145230
125810
75440
30770
15300
5110
67100
67030
66880
66950
67230
67310
68910
68370
67250
68630
66870
64150
59800
54360
42550
29120
26670
14590
5670
Ri(e)
Taux de comptage N (cpm)
160000
140000
120000
Ne (eau)
100000
Ns (sol)
80000
60000
40000
20000
0
100
80
60
40
20
0
-20
Profondeur (cm)
Ri(s)
FIG. 4. Rayons des sphères d’influence pour un sol R(s) et l’eau R(e).
20
La procédure que nous venons de décrire entraîne forcément une fuite de
neutrons depuis la surface. Le manipulateur doit donc se protéger en se
plaçant le plus loin possible de la sonde.
Pour déterminer le rayon de la sphère d’influence à partir d’un graphique tel que celui
de la figure 4, on considère que lorsque le taux de comptage commence à diminuer la sphère
d’influence est tangente à la surface du sol. La profondeur correspondante définit donc le
rayon de la sphère. Dans l’exemple considéré ici, on a des rayons d’influence de l’ordre de
10 cm dans l’eau et 15 cm dans le sol.
Falleiros (1994) a récemment étendu cette méthodologie aux sols hétérogènes ou ayant
des teneurs en eau variables. En utilisant deux séries de mesures (une avec l’utilisation de
réflecteurs/absorbeurs de neutrons, l’autre sans), il est capable de définir aisément le rayon de
la sphère d’influence.
2.6. Analyse d’erreur sur la détermination de la teneur en eau et du stock
Aux paragraphes 2.1 et 2.2.2.1, nous avons vu que la technique de mesure de la teneur
en eau du sol par ralentissement de neutrons met en jeu une série de processus physiques
allant de la production de neutrons jusqu’à leur comptage, en passant par la détection, la
photo-multiplication, la discrimination, etc. L’enchaînement de tous ces processus détermine
la performance finale de l’appareillage en terme de précision sur la détermination de la teneur
en eau. L’ensemble des erreurs correspondantes sera regroupé ici sous le terme d’erreur
instrumentale.
Le comptage de neutrons ralentis par leur interaction avec l’eau du sol, peut être
physiquement considéré comme proportionnel à l’humidité du sol. Ces comptages sont
ensuite transformés en teneurs en eau T par l’intermédiaire de courbes d’étalonnage obtenues
en mettant en oeuvre une méthode indépendante de mesure de T: cf. paragraphe 2.4.
Néanmoins, dans cette procédure d’étalonnage, d’autres erreurs sont de nouveau introduites.
Elles sont principalement liées aux erreurs de régression qui dépendent à leur tour de la
représentativité des mesures dans la zone de la sphère d’influence de la sonde. Comme
indiqué précédemment, le volume de la sphère d’influence varie en fonction de: l’humidité du
sol, l’activité de la source, la variabilité spatiale du sol (stratification et homogénéité
horizontale), le mode d’installation des tubes d’accès, etc. Nous dénommerons cette autre
classe d’erreurs introduites par le biais de la relation d’étalonnage: erreur d’étalonnage.
Elles doivent être minimisées en utilisant des procédures améliorant la représentativité des
valeurs d’humidité gravimétrique vis-à-vis des comptages effectués dans la sphère
d’influence.
Enfin, une fois étalonnée, une sonde à neutrons peut être utilisée pour mesurer
l’humidité du sol sur un nombre quelconque de tubes d’accès qui sont installés sur une
parcelle. Compte-tenu de la variabilité spatiale naturelle du terrain, il peut alors s’avérer
nécessaire d’utiliser une relation d’étalonnage différente pour chaque tube. Si, par commodité,
on utilise une courbe unique pour tous les tubes, on introduit encore un troisième type
d’erreurs que l’on peut appeler: erreur locale.
Comme on le verra par la suite, chacune de ces erreurs ("instrumentale", "d’étalonnage"
et "locale") peut se décomposer à son tour en d’autres erreurs dont certaines sont facilement
identifiables et quantifiables avec des modèles connus alors que d’autres restent difficiles à
estimer. Dans les paragraphes 2.6.1 et 2.6.2, nous présentons les méthodes statistiques qui
21
permettent d’appréhender l’étude de ces diverses composantes. Ensuite, le paragraphe 2.6.3
est consacré à la quantification de l’erreur que l’on est susceptible de commettre sur
l’estimation du stock d’eau dans un profil de sol. Deux aspects sont abordés: d’une part, la
répercussion sur l’estimation du stock des erreurs commises sur la mesure des teneurs en eau
et, d’autre part, l’influence de la technique d’intégration (méthodes "des trapèzes" et "de
Simpson") retenue pour calculer le stock.
2.6.1. Erreurs d’étalonnage et instrumentales
2.6.1.1. Régression linéaire
Nous avons dit au paragraphe 2.4 que, pour déterminer la relation d’étalonnage T = a +
b u CR, on effectue une régression linéaire sur les données [CR, T]. Pour cela on utilise les
relations statistiques (8) à (12) ci-dessous:
¦ CR u ¦ T ¦ CR u ¦ CR u T n¦ CR ¦ CR 2
a
b¦ CR
n
a
¦T
b
n¦ CR u T ¦ CR u ¦ T
n
(9)
(10)
n¦ CR 2 ¦ CR 2
CR u
R
¦ CR u T ¦ n ¦
ª
CR º» u ª« T ¦ T º»
« ¦ CR ¦
¦
T
2
2
2
(11)
2
n
«¬
R
(8)
2
2
»¼
«¬
n
»¼
Cov (CR,T )
V 2 (CR ) u V 2 (T )
(12)
où n est nombre total de points (paires de mesures), et V est écart-type.
La pente b peut être calculée directement par (10). L’ordonnée à l’origine peut en être
déduite par (9) ou calculée directement par (10). Enfin, (11) permet de calculer le coefficient
de corrélation R lié à la notion de covariance notée dans ce cas: Cov(CR,T).
Pour illustrer la mise en œuvre de ces équations, reprenons les données du tableau III.
Les calculs intermédiaires que l’on doit effectuer sont reportés dans le tableau V ci-après.
Dans ce tableau, CR et T dénotent les valeurs moyennes des comptages relatifs et des
n
n
teneurs en eau, respectivement, soit CR 1 ¦ CR et T 1 ¦ T .
n 1
n 1
22
TABLEAU V. VALEURS DE T, CR ET TABLEAU DES CALCULS POUR
DÉTERMINER LA COURBE D’ÉTALONNAGE
No
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
Ȉ
Moy.
T
CR
TuCR
CR2
T2
(CR CR ) 2
(T T ) 2
0,424
0,413
0,393
0,387
0,378
0,375
0,306
0,287
0,291
0,283
3,537
0,354
0,507
0,481
0,485
0,453
0,432
0,441
0,377
0,367
0,395
0,370
4,308
0,431
0,21497
0,19865
0,19061
0,17531
0,16330
0,16538
0,11536
0,10533
0,11495
0,10471
1,5486
0,25705
0,23136
0,23523
0,20521
0,18662
0,19448
0,14213
0,13469
0,15603
0,13690
1,8797
0,17978
0,17057
0,15445
0,14977
0,14288
0,14063
0,09364
0,08237
0,08468
0,08009
1,2788
0,005806
0,002520
0,002938
0,000493
0,000001
0,000104
0,002894
0,004070
0,001282
0,003697
0,023806
0,004942
0,003516
0,001544
0,001108
0,000590
0,000453
0,002275
0,004448
0,003931
0,004998
0,027810
Ns = 157050 cpm (taux de comptage dans l’eau).
Tous calculs faits (par exemple, à l’aide de tableurs comme "Lotus“" ou "Excel“"),
avec ces données, on obtient finalement la courbe d’étalonnage suivante:
T 0.095356 1.042377CR
où les notations Tˆ et CRˆ sont utilisées ici pour distinguer les valeurs estimées de T et CR,
respectivement, de ces variables elles-mêmes. Le tableau VI rassemble l’ensemble des
paramètres qui sont usuellement déterminés lors d’une telle régression linéaire. Notons que la
plupart des tableurs modernes – dont ceux mentionnés ci-dessus à titre indicatif – possèdent
un jeu de macro-commandes et de fonctions statistiques permettant d’obtenir directement ces
paramètres (et d’autres qui seront utilisés dans la suite) sans que l’on ait à expliciter les
calculs intermédiaires du tableau V.
TABLEAU VI. RÉSULTATS DE LA RÉGRESSION LINÉAIRE BASÉE SUR LES
CALCULS DU TABLEAU V
Coefficients
Ordonnée à l’origine (a)
Pente (b)
Erreur-type* sur T
Erreur-type* sur a
Erreur-type* sur b
Carré du coefficient de corrélation (R2 )
Nombre d’observations (n)
Degrés de liberté (n-2)
Valeurs
– 0,095356
1,042377
0,0156
0,0438
0,101
0,930 (R = 0,96444)
10
8
*Ces paramètres seront explicités plus loin.
Remarquons également avec Greacen (1981) que, si l’on effectue plutôt la régression
inverse – c’est-à-dire, si l’on détermine d’abord la droite CRˆ a c bc u Tˆ – pour la
23
transformer ensuite en relation d’étalonnage Tˆ
l’erreur sur T.
a b u CRˆ , on diminue généralement
2.6.1.2. Analyse de variance
Pour effectuer l’analyse de variance de la régression précédente, on manipule cette fois
les quantités mathématiques suivantes:
SCtotal
¦T 2 SCrégression
(¦ T )2
n
(13)
ª
« ¦ (T u CR) ¬
¦ T u ¦ CR º»
n
( CR)
¦ CR ¦ n
2
2
¼
(14)
2
SCrésidus
(15)
SCtotal SCrégression
Il s’agit de sommes de carrés (d’où la notation SC) et de leurs différences à partir
desquelles on calcule des moyennes que nous noterons ici SC . Les résultats sont reportés
dans le tableau VII.
TABLEAU VII. RÉSULTATS DE L’ANALYSE DE VARIANCE DE LA RÉGRESSION
Sources de
variation
Degrés de
liberté
SC
C SC
F
Total
Régression
Résidus
9
1
8
0,027810
0,025866
0,001944
0,025866
0,000243
106,44
SC résidus définit l’erreur-type sur l’estimation de la teneur en eau par la courbe
d’étalonnage soit, ici, 0,000243 | 0,0156 : voir 3ème ligne du tableau VI.
Pour savoir si la régression que l’on a opérée est statistiquement significative, on peut
effectuer un certain nombre de tests, parmi lesquels:
–
le test "t" de Student:
t
R n2
(16)
1 1 R2
Avec, dans ce cas, R = 0,9644 et n = 10, (16) donne t = 3,71. Dans une table de
probabilités de la distribution en t avec (n – 2) = 8 degrés de libertés, on relève les
correspondances suivantes entre la valeur de t et le niveau de probabilité:
t = 5,50
t = 3,36
t = 2,31
24
0,1% (99,9% probabilité)
1,0% (99,0% probabilité)
5,0% (95,0% probabilité)
Comme 3,71 > 3,36, on en déduit que la corrélation est significative à mieux que 99%
–
le test de Fisher:
Il consiste à calculer:
SC régression
SC résidus
F
(17)
ce qui donne ici:
0,025866
| 106,44
0,000243
F
très supérieur à la valeur de 11,3 correspondant à 1,0 %.
Donc, dans ce cas, à la fois le test de Student et celui de Fisher indiquent que le
coefficient de corrélation R calculée par (11) ou (12) sur les données du tableau V est
statistiquement significatif avec une probabilité supérieure à 99%.
2.6.1.3. Variance et covariance des paramètres de la relation d’étalonnage
Les variances sur les valeurs estimées â et b̂ de l’ordonnée à l’origine a et de la pente b
de la relation d’étalonnage peuvent être calculées par:
½
(CR )2
2 ¾ u SC résidus | 0,00192
¦ (CR CR ) ¿
­1
®n ¯
SC résidus
(
¦ CR CR )2
V 2(a)
V 2(b )
0,000243
| 0,0102
0,0238
0,00192 | 0,0438 et V bˆ
0,0102 | 0,101 définissent les erreurs-type sur
â et b̂ , respectivement, qui sont reportées sur le tableau VI. Enfin, la covariance de â avec b̂
est, elle, donnée par:
V aˆ Cov(a , b ) V (a , b )
CR u SC résidus
| 0,004398
¦ (CR CR ) 2
2.6.1.4. Variance totale sur la teneur en eau (Haverkamp et al., 1984)
La véritable relation d’étalonnage recherchée s’écrit:
T
a b u CR
(18)
et, en fait, par régression linéaire, on n’obtient que
T
a b u CR H 0
(19)
25
où T ,˜CR,˜a ˜ et ˜ b sont des estimateurs de T, CR, a et b, respectivement, dont les espérances
mathématiques E doivent vérifier: E Tˆ T , E{CR} CR , E{a} a et E{b } b . H0 est
l’erreur d’estimation de la régression.
^`
L’écart entre valeurs estimée et vraie de T peut donc s’écrire:
T T
a a bCR b CR H 0
(20)
ou, sous une autre forme:
T T
a a b (CR CR) CR(b b ) H 0
(21)
L’espérance mathématique du carré de cette différence est donnée par:
E{(T T ) 2 } E{(a a ) 2 } E{b 2 (CR CR) 2 }
E{CR 2 (b b ) 2 } E{H 0 } 2 E{CR (a a )(b b )}
(22)
(22) peut se ré-écrire:
V 2(T )
V 2(a) [b 2 V 2(b )]V 2(CR) CR 2V 2(b ) V 02 2CRV(a, b )
(23)
où V 02 est la variance de H0.
La variance V 2(CR) peut être estimée par:
V (CR )
2
§ N
¨ ¨N
© S
2
· ªV 2 ( N ) V 2 ( N S ) º
¸ « 2 »
¸
N S2 ¼
¹ ¬ N
(24)
où N et Ns sont les taux de comptage dans le sol et avec le standard, mesurés durant les temps
de comptage T et Ts respectivement.
Parce que l’émission de neutrons suit une loi de Poisson, les variances associées à N et
Ns sont données par:
N
V (N )
pT
NS
2
V (N S )
qTS
2
(25)
(26)
où p et q sont les nombres de répétitions des comptages dans le sol et dans le standard,
respectivement.
En reportant (25) et (26) dans l’équation (24), on obtient:
1 ª CR CR 2 º
2
V (CR ) «
»
N S ¬ pT qTS ¼
26
(27)
puis, en substituant l’équation (27) dans (23):
ª b 2 V 2(b ) º ª CR CR 2 º
2
2 u«
V (T ) V (a) «
CR 2V 2(b ) 2CRV(a, b ) V 02
»
»
qTS ¼
NS
¬
¼ ¬ pT
(28)
qui établit l’expression générale de la variance d’estimation de la teneur en eau par la sonde à
neutrons. Cette expression est clairement composée de deux termes:
–
Variance due à l’erreur d’étalonnage:
V C2 (T ) V 2 (a ) CR 2V 2 (b ) 2CRV (a , b ) V 02
où V 02
–
(29)
SC résidus (cf. tableau VII).
Variance due à l’erreur instrumentale:
ª b 2 V 2(b ) º ª CR CR 2 º
«
» u « pT qT »
NS
S ¼
¬
¼ ¬
V (T )
2
I
(30)
Exemple: Pour calculer V c2 (Tˆ ) et V I2 (Tˆ ) , on doit connaître les paramètres aˆ et bˆ , leurs
variances et leur covariance. Il faut aussi disposer de données de comptages réalisés à
plusieurs reprises sur un même tube à une profondeur donnée. Pour passer en comptages
relatifs et calculer CRˆ , il faut évidemment aussi faire des comptages avec le standard. Le
tableau VIII présente un exemple d’un tel jeu complet de données.
TABLEAU VIII. DONNÉES RECUEILLIES AVEC UNE SONDE A NEUTRONS EN
5 RÉPÉTITIONS DANS UN MÊME TUBE D’ACCÈS À UNE PROFONDEUR DE –60 cm
DANS LE SOL. TEMPS DE COMPTAGE: 2 MINUTES
Comptage C
T
(min)
N
(cpm)
CR
140800
138200
140500
139900
139100
2
2
2
2
2
70400
69100
70250
69950
69550
0,444
0,436
0,443
0,441
0,439
Moyenne
139700
2
69850
0,440
Standard (eau)
317000
2
158500
Répétitions
1
2
3
4
5
Sur ces données, les équations (25) et (26) fournissent:
69850
5u 2
158500
1u 2
V 2(N)
V 2(N S )
6985
79250
et l’équation (24):
V (CR)
2
2
79250 ·
§ 69850 · § 6985
| 8,9 u 10 7
¨
¸ ¨
2
2 ¸
158500 ¹
© 158500 ¹ © 69850
27
Il est important de remarquer que l’équation (27) montre que si l’on augmente le
nombre de répétitions p et q, ou les temps de comptage T et Ts, les variances ci-dessus
diminuent. De plus, augmenter le temps de comptage a le même effet que de multiplier les
répétitions. Certaines sondes récentes n’affichent que des taux de comptage N et non pas les
comptages cumulés. Néanmoins, les considérations précédentes restent valables: la variance
du comptage relatif diminue avec l’augmentation du nombre de répétitions et/ou du temps de
comptage.
Calculons maintenant les variances dues à l’étalonnage et à l’instrument sur les teneurs
en eau mesurées. Si l’on considère la relation d’étalonnage déterminée précédemment
(tableau VI), au taux de comptage relatif moyen de 0,440 figurant dans le tableau VIII
correspond une teneur en eau:
T = – 0,09536 + 1,042377 u 0,440 | 0,364
L’équation (29) permet de calculer la variance due à l’erreur d’étalonnage. Avec
V (aˆ) 0,00192 , V 2(bˆ) 0,0102 , Cov aˆ, bˆ 0,004398 (paragraphe 2.6.1.1) et
2
0,000243 (tableau VII), on obtient dans ce cas:
SC résidus
V C2 (T ) 0,00192 0,0102 u 0,440 2 2 u 0,440 u 0,004398 0,000243 | 2,68 u 10 4
d’où l’écart-type:
correspondant:
2,68 u 10 4 | 1,64 u 10 2
V C (T )
100 u V C (T )
CV [%]
T
et le coefficient de variation
100 u 1,64 u 10 2
| 4,5%
0,364
Pour estimer la variance imputable à l’erreur instrumentale, cette fois, on utilise
l’équation (30) qui donne ici:
2
I
V (T )
§ 1,042 2 0,102 · § 0,440 0,440 2 ·
¨¨
¸¸ u ¨¨
¸¸ | 9,58 u 10 7
1u 2 ¹
© 158500
¹ © 5u 2
ce qui correspond à un écart-type V I (T )
variation:
CV >%@
9,58 u 10 7 | 9,79 u 10 4 et à un coefficient de
100 u 9,79 u 10 4
| 0,27%
0,364
Globalement, la variance totale est donc:
V 2 (T ) V C2 (T ) V I2 (T )
2,68 u 10 4 9,58 u 10 7 | 2,69 u 10 4
L’écart type total:
V (T )
28
2,69 u 10 4 | 1,64 u 10 2
Le coefficient de variation total:
CV >%@
100 u 1,64 u 10 2
| 4,5%
0,364
Sur l’exemple que nous venons de traiter, on constate que l’erreur instrumentale est
négligeable par rapport à l’erreur d’étalonnage. Toute tentative pour diminuer la variance
totale sur la teneur en eau doit donc porter en priorité sur l’amélioration de la qualité de
l’étalonnage.
Les outils mathématiques présentés dans ce paragraphe 2.6.1 permettent de quantifier la
qualité d’une mesure effectuée à la sonde à neutrons en un seul point sur un tube unique et à
une profondeur donnée Dans le paragraphe suivant, nous allons analyser la variance d’un
ensemble de mesures effectuées à la même profondeur sur plusieurs tubes.
2.6.2. Erreur locale
Si l’on répète des mesures sur plusieurs tubes d’accès répartis aléatoirement sur une
parcelle, on accède à une valeur moyenne de la teneur en eau Tˆ ! qui possède une
composante supplémentaire d’erreur due à la variabilité spatiale du sol. Cette variance dite
"locale"– et que nous noterons donc VL – peut s’exprimer de la manière suivante (Vauclin et
al., 1984):
V L2( T !)
V 2(L) ª b2 V 2(b) º
«
»
k
¬
NS
(31)
¼
où k est le nombre de points de mesure de Tet V 2(L) la variance liée à la variabilité spatiale
du sol. Ce dernier
paramètre étant difficile à quantifier, les mêmes auteurs ont suggéré
d’évaluer V L2( T !) par différence, ce qui s’écrit avec les mêmes notations que dans le
paragraphe précédent:
V L2 ( T !) V 2 ( T !) V C2 ( T !) V I2 ( T !)
(32)
Par analogie avec l’équation (23), on peut écrire:
V 2( T !) V 2(a) [b 2 V 2(b)]V 2( CR !) ( CR !)2V 2(b ) 2 CR ! V(a, b )
(33)
mais, cette fois, V 02
SC résidus
0 car il s’agit de la variance d’une moyenne.
Dans cette équation, le terme V 2( CR !) – variance du comptage relatif moyen –
prend en compte la variabilité locale. Il s’écrit:
V 2 (CR)
2
V ( CR ! )
(34)
k
Il représente la moyenne de k mesures de CR effectuées sur k tubes à la même
profondeur.
Exemple: Le tableau IX donne un exemple de 30 mesures effectuées à –20 cm, sans
répétition (p = 1), sur 30 tubes avec la même sonde que celle que nous avons considérée dans
l’exemple du paragraphe précédent. De ce tableau, on extrait aléatoirement 5 mesures (k = 5)
qui sont reportées sur le tableau X.
29
TABLEAU IX. CR MESURES DANS 30 TUBES DIFFÉRENTS À
20 cm DE PROFONDEUR, ALFISOL, PIRACICABA (BRÉSIL)
CRˆ
0,476
0,507
0,508
0,515
0,515
0,535
0,528
0,513
0,494
0,504
0,469
0,497
0,484
0,487
0,477
Tube N°
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
CRˆ
0,464
0,511
0,490
0,488
0,486
0,489
0,497
0,479
0,467
0,485
0,452
0,487
0,485
0,478
0,475
Tube N°
16
17
18
19
20
21
22
23
24
25
26
27
28
29
30
CRˆ !
0,491
T = 1’, Ts = 1’, p = 1, q = 1, Ns = 157050 cpm (eau).
TABLEAU X. 5 MESURES DE CR PRISES AU HASARD DANS LE TABLEAU IX
Tube
6
14
26
29
30
V 2 (CR)
¦ (CR CR )
V 2 ( CR ! )
2
CRˆ
(CRˆ CRˆ )2
0,535
0,487
0,452
0,478
0,475
2,46×10–3
2,56×10–6
1,12×10–3
5,48×10–5
1,08×10–4
6 = 3,74×10–3
3,74 u 10 3
| 7,48 u 10 4
5
k
7,48 u 10 4
| 1,5 u 10 4
5
La variance totale V 2( Tˆ !) peut être calculée par l’équation (33), la variance
instrumentale V I2( Tˆ !) par (30) et la variance d’étalonnage V C2 ( Tˆ !) par (29). Avec les
valeurs numériques de bˆ, V 2(bˆ), V 2(aˆ) et Cov(aˆ, bˆ) déterminées au paragraphe 2.6.1, on
trouve:
V 2 ( Tˆ !) | 2,16 u 10 4 , V 2 ( Tˆ !) | 2.28 u 10 6 et V 2 ( Tˆ !) | 5,47 u 10 5
I
C
Par différence, on en déduit la variance locale V L2( Tˆ !) :
V L2 ( Tˆ !)
30
2,16 u 10 4 2,28 u 10 6 5,47 u 10 5 | 1,6 u 10 4
Si on réitère ces calculs en faisant varier le nombre k de tubes pris au hasard (tableau
XI), on constate que la variance instrumentale est toujours très petite par rapport à toutes les
autres composantes et que la variance due à l’étalonnage est sensiblement indépendante du
nombre k de tubes: voir fig. 5. Sur cette figure, on observe aussi que la variance locale – et,
par conséquent, la variance totale – décroissent d’abord très rapidement avec le nombre de
tubes et qu’elles se maintiennent ensuite à des valeurs pratiquement constantes. Cet effet de
seuil permet de définir le nombre optimal de tubes permettant d’atteindre un niveau donné de
coefficient de variation sur la teneur en eau.
TABLEAU XI. COMPOSANTES DE LA VARIANCE DE Tˆ EN FONCTION DU NOMBRE K DE
TUBES D’ACCÈS (DONNÉES DU TABLEAU IX)
k
Tubes d’accès
V 2 ( CR !)
–4
5
6, 14, 26, 29, 30
6 5, 7, 22, 26, 28, 30
7 3, 5, 8, 9, 12, 13, 25
10 4, 5, 9, 11, 15, 20,
23, 24, 26, 30
15 2, 3, 5, 7, 8, 9, 10,
12,16, 18, 19, 24,
27, 28, 30
20
1, 2, 3, 4, 5, 6, 9,
11, 13, 14, 15, 16,
17, 18, 19, 20, 22,
23, 26, 28
25 Tous sauf: 1, 3, 13,
15, 28
30
Tous
V 2 ( T ! )
–4
V I2 ( T !)
V C2 ( T ! )
V L2 ( T !)
–6
–5
–4
(×10 )
(×10 )
(×10 )
(×10 )
(×10 )
1,496
1,052
0,200
0,371
2,158
1,758
0,939
0,919
2,32
2,38
2,44
2,30
5,47
6,25
7,24
5,20
1,601
1,124
0,208
0,394
0,204
0,881
2,40
6,61
0,216
0,188
0,815
2,37
6,12
0,200
0,156
0,800
2,38
6,31
0,166
0,118
0,745
2,37
6,18
0,125
2,5E-04
Variances
Var. Totale
2,0E-04
Var. Instrumentale
1,5E-04
Var. d'étalonnage
Var. locale
1,0E-04
5,0E-05
0,0E+00
0
5
10
15
20
Nombre de tubes
25
30
FIG. 5. Comportement des variances en fonction du nombre de tubes
(données du tableau IX, résultats du tableau XI).
31
Par exemple, avec les 30 données du tableau IX, on a CRˆ !
0,4914 ce qui
correspond à une teneur en eau Tˆ ! | 0,417 d’après la relation d’étalonnage. Comme 30
constitue un nombre passablement élevé, on peut considérer cette valeur de 0,417 comme
étant la "vraie" mesure de la teneur en eau. Quel est le nombre minimum de tubes garantissant
que l’on reste dans une marge de variation de 3% par rapport à cette valeur?:
100 u V( Tˆ !)
Ÿ V( Tˆ !)
ˆ
T !
CV [%]
Tˆ ! uCV
100
Si on veut CV <3%, il faut donc que:
V ( Tˆ !) d
0,417 u 3
100
1,25 u 10 2 Ÿ V 2 ( Tˆ !) d 1,56 u 10 4
D’après les résultats du tableau XI, il faut au moins 6 tubes pour tomber en dessous d’un tel
niveau de variance totale.
2.6.3. Erreurs sur la détermination du stock d’eau
Pour évaluer la quantité d’eau stockée dans un profil de sol, on intègre le profil de
teneur en eau T(z) jusqu’à la profondeur z d’intérêt. L’incertitude sur la valeur du stock d’eau
ainsi calculée aura donc deux origines principales: d’une part, les erreurs commises sur les
mesures de teneur en eau discutées au paragraphe précédent et, d’autre part, celles inhérentes
à la méthode d’intégration utilisée. D’une manière générale, le stock d’eau est obtenu par:
z
S
³ T(z)dz
(35)
0
Comme il n’y a aucune raison particulière pour que le profil T(z) corresponde à une
forme analytique connue, l’intégration ci-dessus doit être effectuée numériquement. Pour cela,
on utilise des algorithmes classiques comme la méthode "des trapèzes" ou celle "de Simpson"
que nous considérerons ici.
Compte-tenu de ce nous venons dire, la variance totale sur le stock estimé
V 2(Sˆ) comportera donc une composante V 12(Sˆ) liée à l’erreur sur la teneur en eau et une autre
V 22(Sˆ) inhérente à la procédure d’intégration utilisée, soit:
2
V 2 (Sˆ) V 1 (Sˆ ) V 22 (Sˆ )
(36)
2.6.3.1. Méthode des trapèzes
La figure 6 donne un exemple de profil de teneur en eau à partir duquel on se propose
de calculer un stock d’eau par la méthode des trapèzes.
Dans la méthode des trapèzes, on commence par interpoler linéairement entre les points
ce qui, dans ce cas, revient à tracer le profil en ligne brisée de la figure 6. Pour évaluer la
quantité d’eau contenue dans chaque tranche de sol [zi, zi+1] d’épaisseur 'z, on est ensuite
amené à calculer la surface d’un trapèze (soit, ici: (Ti + Ti+1) u 'z/2) d’où le nom de la
méthode. Si l’on somme ces contributions élémentaires sur un profil constitué de n tranches
de même épaisseur 'z, on obtient la formule générale suivante:
S
n 1
¦ (T
i 0
32
i
T i 1) u 'z
2
>12 T
0
@
T1 ... T i ... T n 1 1 T n u 'z
2
(37)
'=
T1
Profondeur (cm)
'=
T
T
T
'=
L2
T
3
L1
-3
Humidité (cm .cm )
FIG. 6. Exemple de profil de teneur en eau mesuré tous les 20 cm
jusqu’à une profondeur d’1 m dans un sol avec une sonde à neutrons.
Sur l’exemple de la figure 6, si l’on intègre jusqu’à L1 = –80 cm (centre de la sphère
d’influence) et que la teneur en eau à la surface T0 est supposée égale à T1 mesurée à –20 cm,
on obtient:
S L1
(1,5T1 T 2 T 3 0,5T 4) u 'z
(38)
Si l’on prolonge jusqu’à L2 = –90 cm en considérant que T4 se maintient jusqu’à cette cote
(même sphère d’influence), on trouve cette fois:
S L2
(1,5T1 T 2 T3 T 4) u 'z
(39)
Si on applique les règles suivantes:
V2 (a + b) = V2(a) + V2(b)
V2(kx) = k2 V2(x) (k: constante)
(40)
(41)
on peut calculer les variances liées aux erreurs de mesure de teneur en eau sur ces deux
stocks. On trouve:
V 12SL
[1,52V 2(T1) V 2(T 2) V 2(T 3) 0,52V 2(T 4)]('z)2
(42)
[1,52V 2(T1) V 2(T 2) V 2(T 3) V 2(T 4)]('z)2
(43)
1
V 22SL
2
La variance V 22 S du stock due à la méthode d’intégration est imputable à l’erreur
d’interpolation. On peut montrer que, pour la méthode des trapèzes, elle est majorée par
(Carnahan et al., 1969):
V S
2
2
L2 ('z ) 4 "
T ( z)
144
>
@
2
(44)
33
où T"(z) la dérivée seconde du profil T(z). La valeur de cette dérivée doit donc être calculée
pour chaque profondeur où il est possible de le faire (il faut au moins un point de mesure au
dessus et dessous du point considéré) et l’on attribuera finalement à V 22 S la valeur calculée
avec la plus grande valeur de T"(z) trouvée.
2.6.3.2. Méthode de Simpson
Dans la méthode de Simpson, on interpole cette fois le profil par des morceaux de
paraboles ajustés, segment après segment, sur trois points. L’analogue de la formule (37) pour
la méthode de Simpson s’écrit (Carnahan et al., 1969):
L
S ³ T(z)dz > 1 T 0 4 T1 2 T 2 4 T 3 ... 2 T i 4 Ti 1 0
3
3
3
3
3
3
2
4
1
(45)
... T 2n 2 T 2n 1 T 2n @ u 'z
3
3
3
avec un nombre 2n de couches de sol d’épaisseur 'z (n t 2) nécessairement pair et, donc,
2n+1 points de mesures. Si l’on reprend le même exemple qu’au paragraphe précédent, sur
l’horizon [0, –80 cm] avec la même hypothèse T0 = T1, (45) donne:
53 T 23 T
SL1
1
2
4 T 3 1 T 4 u 'z
3
3
(46)
D’après (45), la variance sur le stock due à l’erreur de mesure sur les teneurs en eau
sera:
V 12S '3z 2
> V 2(T 0) 42V 2(T1) 22V 2(T 2) 42V 2(T3) … 22V 2(T 4) ... 22V 2(T 2n 2) 42V 2(T 2n 1) V 2(T 2n)
@
(47)
L’erreur due à la méthode d’intégration de Simpson est majorée par:
V2 S
5
('z)
90
n
¦T
i 1
''''
(48)
(zi)
En élevant au carré les deux membres de cette relation et en introduisant la hauteur
totale du profil L = 2n'z, on obtient pour expression de la variance du stock due à la méthode
d’intégration de Simpson:
V S
2
2
ª 2n'z('z)4T ''''(z) º
«
»
2 u 90
¬
¼
2
2
8
L ('z) ''''
T (z)
2
180
>
@
2
2
8
L ('z) ''''
T (z)
32400
>
@
2
(49)
où T‘‘‘‘(z) est la dérivée d’ordre 4 du profil T(z). Pour l’estimer numériquement, on utilise
l’approximation suivante:
T ''''(z) |
'4T
4! ('z)4
(50)
où '4T est la différence d’ordre 4 sur T. Pour la calculer, on utilise des coefficients que l’on
peut obtenir par le triangle de Pascal: voir tableau XII.
34
TABLEAU XII. TRIANGLE DE PASCAL
Nombre de points
de Mesure
'T d’ordre n
' nT
Ordre de
+1
---
1
2
+1T1
3
+1T 2
4
5
+1T4
-1 T0
-4 T3
1
-2 T1
+1T0
+3T1
-3 T2
+1T3
'T
+6T2
2
-1 T0
-4 T1
3
+1T0
4
Et ainsi de suite
TABLEAU XIII. TENEURS EN EAU MESURÉES AVEC LA SONDE JUSQU’À 150 cm DE
PROFONDEUR, PAR INTERVALLES DE 25 cm SUR 25 TUBES D’ACCÈS
Tubes
25 cm
50 cm
75 cm
100 cm
125 cm
150 cm
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
16
17
18
19
20
21
22
23
24
25
0,372
0,378
0,359
0,379
0,362
0,358
0,315
0,365
0,315
0,362
0,357
0,361
0,346
0,348
0,332
0,323
0,291
0,326
0,328
0,285
0,340
0,294
0,315
0,301
0,283
0,393
0,393
0,352
0,374
0,353
0,336
0,337
0,393
0,334
0,382
0,358
0,370
0,343
0,347
0,335
0,338
0,311
0,345
0,384
0,234
0,334
0,339
0,326
0,325
0,33
0,383
0,347
0,327
0,309
0,320
0,316
0,316
0,345
0,312
0,355
0,316
0,327
0,317
0,307
0,335
0,323
0,312
0,336
0,336
0,306
0,308
0,310
0,314
0,323
0,319
0,344
0,308
0,317
0,288
0,288
0,301
0,291
0,298
0,300
0,316
0,291
0,294
0,297
0,278
0,298
0,295
0,310
0,324
0,296
0,291
0,287
0,285
0,295
0,308
0,298
0,304
0,300
0,300
0,293
0,284
0,281
0,291
0,287
0,305
0,315
0,364
0,276
0,300
0,283
0,288
0,290
0,296
0,303
0,286
0,289
0,286
0,286
0,282
0,317
0,287
0,293
0,313
0,300
0,299
0,285
0,296
0,293
0,292
0,338
0,332
0,281
0,282
0,290
0,274
0,289
0,315
0,306
0,295
0,286
0,278
0,292
0,287
0,288
0,335
0,297
0,336
0,00086
0,347
0,00106
0,325
0,00031
0,300
0,00019
0,296
0,00030
0,297
0,00028
Moyenne
Variance
35
2.6.3.3. Exemple de calculs
Le tableau XIII rassemble des données de teneur en eau mesurées avec la même sonde
que précédemment jusqu’à –150 cm de profondeur, par intervalles de 25 cm, sur 25 tubes
d’accès. Sur ces données, nous allons effectuer l’ensemble des calculs que nous venons de
présenter.
2.6.3.3.1. Méthode des trapèzes
– Stock jusqu’à –150 cm (calcul sur les valeurs moyennes):
Sˆ150
(1,5 u 0,336 0,347 0,325 0,300 0,296 0,5 u 0,297)u 25
Sˆ150
47,99 cm
479,9 mm
– Variance due à l’erreur de mesure:
V 12(Sˆ150)
[cf. eq. (37)]
[cf. eq. (42)]
(1,52 u 0,00086 0,00106 0,00031
0,00019 0,00030 0,5 2 u 0,00028) u 25 2 | 2,41 cm
V 1 (Sˆ150)
2,41 | 1,55 cm ou 15,5 mm , écart-type sur le stock.
– Variance due à la méthode d’intégration:
V 22(Sˆ150)
2
[cf. eq. (44)]
4
150 u 25 [T ''(z)]2
144
Calculs des dérivées secondes:
50 cm: T 50''
0,325 2 u 0,347 0,336
| 5,3 u 10 5
2
25
75 cm: T 75''
0,300 2 u 0,325 0,347
| 4,7 u 10 6
252
''
100 cm: T100
0,296 2 u 0,300 0,325
| 3,3 u 10 5
2
25
''
150 cm: T150
0,297 2 u 0,296 0,300
| 8,0 u 10 6
2
25
La plus grande valeur de _T’’(z)_, 5.3×10–5, correspond à la profondeur de 50 cm, on
retient donc cette valeur et l’on a:
V 22(Sˆ150)
ı2(Ŝ150)
2
4
150 u 25 [5,3 105]2 | 0,17
144
0,17
0,4123 cm
4,12 mm
– Variance totale du stock:
V 2(Sˆ150) V12(Sˆ150) V 22(Sˆ150) 2,41 0,17 2,58 , ı(Ŝ150)
36
2,58 | 1,61 cm
16,1 mm
2.6.3.3.2. Méthode de Simpson
Pour utiliser la méthode d’intégration de Simpson, le nombre de couches de sol 2n
jusqu’à la profondeur maximale d’intégration doit être un nombre pair et, donc, le nombre de
points de mesure dans le profil doit être impair. Etant donné que dans l’exemple du tableau
XIII nous avons 6 points de mesures de T jusqu’à la profondeur de –150 cm, il est nécessaire
de considérer un point de mesure supplémentaire T0 à la surface sera supposé égal à T1 mesuré
à –25 cm. Dans ces conditions, le calcul du stock par la méthode de Simpson s’écrit [cf. eq.
(45)]:
– Stock jusqu’à –150 cm:
[cf. eq. (45)]
25 u [0,336 4 u 0,336 2 u 0,347 4 u 0,325 2 u 0,300 4 u 0,296 0,297]
3
Sˆ150
Sˆ150 | 47,93 cm
479,3 mm
– Variance due à l’erreur de mesure:
[cf. eq. (47)]
V12(Sˆ150) [25]2 u (0,00086 42 u 0,00086 22 u 0,00106 42 u 0,00031
3
22 u 0,00019 42 u 0,00030 0,00028) | 2,06
ı1(Sˆ150 )
2,06
1,435 cm
14,35 mm
– Variance due à la méthode d’intégration:
2
8
V 22S 150 u 25 T ''''(z)
32400
>
@
[cf. eq. (49)]
2
Calculs des dérivées quatrièmes:
Dans cet exemple, comme nous avons 7 points de mesure de T et qu’il faut 5 points pour
le calcul de la dérivée du 4ème ordre, il n’est possible de calculer que 3 valeurs seulement de la
dérivée pour les profondeurs de 50, 75 et 100 cm. On utilise pour cela les coefficients donnés
par le triangle de Pascal et, en l’occurrence, ceux reportés dans la dernière ligne du tableau
XII:
(T 4 4T 3 6T 2 4T1 T 0)
50 cm: T 50''''
4!.'z 4
(T5 4T 4 6T 3 4T 2 T1)
75 cm: T 75''''
4!.'z 4
''''
100 cm: T100
(T 6 4T 5 6T 4 4T3 T 2)
4!.'z 4
La plus grande valeur de ces dérivées du 4ème ordre est obtenue pour z = 50 cm et elle vaut:
T 50''''
0,300 4 u 0,325 6 u 0,347 4 u 0,336 0,336
| 7,89 u 109
4
4!u25
37
150 2 u 25 8
u (7,89 u 10 9 ) 2 | 6,59 u 10 6
32400
D’où: V 22 ( Sˆ150 )
ı 2(Sˆ150 )
6,59 u 10 6
2,57 u 10 3
0,026 mm
– Variance totale du stock:
V 2 (Sˆ150 ) V 12 (Sˆ150 ) V 22 (Sˆ150 ) 2,06 2,57 u 103 | 2,06
ı(Sˆ150 )
2,06 | 1,43 cm
14,3 mm
Le tableau ci-dessous rassemble les résultats ses calculs que nous venons d’effectuer.
SYNTHÈSE DES ESTIMATIONS DE STOCKS, VARIANCES
ET ÉCARTS TYPES CORRESPONDANTS (cm)
Méthode d’intégration
Trapèzes
Simpson
Ŝ150
V 12(Sˆ150)
V 22(Sˆ150)
V 2(Sˆ150)
ı(Ŝ150)
47,99
47,93
2,41
2,06
0,170
6,59×10–6
2,58
2,06
1,61
1,43
Globalement, sur cet exemple, on constate que la variance due à l’erreur de mesure de
teneur en eau est très supérieure à celle due à la méthode d’intégration. Les deux méthodes
d’intégration donnent des résultats très voisins en termes de stocks avec, toutefois, une
variance un peu plus faible pour la méthode de Simpson.
38
3. SONDE À NEUTRONS/GAMMA POUR DES MESURES SIMULTANÉES
D’HUMIDITÉ ET DE DENSITÉ
3.1. Caractéristiques générales
En plus des sondes à neutrons décrites au chapitre précédent, il en existe aussi qui
permettent de faire simultanément des mesures de teneur en eau et de masse volumique du
sol. Pour que cela soit possible, elles comportent à la fois une source de neutrons rapides (en
général 241Am + 9Be) associée à un détecteur de neutrons lents (chambre à 3He) et une source
de rayonnement gamma (généralement 137Cs) avec le détecteur correspondant, généralement
de type "Geiger-Mueller". Elles peuvent être conçues pour fonctionner en profondeur – cela
nécessite alors l’installation de tubes d’accès – ou en surface. Dans ce dernier cas, elles
permettent des mesures de teneur en eau dans la couche superficielle de sol (0–15 cm) et de
masse volumique sur une profondeur pouvant aller de 2,5 à 30 cm d’épaisseur, selon les
modèles. Le principe des mesures de teneur en eau avec des sondes de surface et l’étalonnage
correspondant ne différent pas fondamentalement de ce qui a été décrit au chapitre 2 pour les
sondes de profondeur, si ce n’est, évidemment, qu’on ne peut pas faire varier à volonté la
profondeur de mesure car la source de neutrons rapides et le détecteur de neutrons lents sont
fixés à demeure à la base du blindage. En ce qui concerne la mesure de masse volumique, le
principe de fonctionnement des sondes mixtes neutrons/gammas de profondeur repose sur le
phénomène de rétro-diffusion du rayonnement gamma alors que celui des sondes mixtes de
surface tire parti à la fois de la rétro-diffusion et de l’atténuation de celui-ci.
Dans ce chapitre 3, nous traitons essentiellement des sondes de surface et plus
spécifiquement des aspects liés à la détermination de la masse volumique aussi bien par rétrodiffusion que par atténuation du rayonnement gamma. Néanmoins, avec quelques petites
modifications, les aspects qui sont traités ici sont également applicables aux sondes à
neutrons/gammas de profondeur.
Les figures 7a et 7b ci-après montrent une sonde à neutrons/gammas de surface dans
deux configurations:
Source de neutrons rapides
Détecteurs
Source de rayons gamma
Rayons gamma et neutrons
FIG. 7a. Sonde en position de mesure de la teneur en eau et de la densité de la couche superficielle du
sol. (Source: CPN MC-3 Portaprobe – Notice d’utilisation.)
39
Dans le protocole de mesure illustré fig. 7a, la source de J n’est pas descendue dans le
sol et elle peut être située légèrement au-dessus de la surface (mode "BS": back-scattering) ou
au contact de celle-ci (mode "AC": asphalt, concrete). Dans ces deux cas, les mesures sont
faites uniquement par rétro-diffusion et elles concernent la couche superficielle.
Détecteurs
Source de neutrons rapides
Source de rayons J
Rayons J
Neutrons
FIG. 7b. Sonde en position de mesure de la teneur en eau de la couche superficielle et de la masse
volumique dans l’horizon allant de la surface du sol jusqu’à une profondeur réglable en déplaçant la
source J. (Source: CPN MC-3 Portaprobe – Notice d’utilisation.)
Par contre, dans le mode opératoire de la fig. 7b, la source J est, cette fois, introduite
dans le sol à la profondeur désirée (de 5 à 30 cm par intervalles de 2,5 cm) et la densité est
mesurée en exploitant les deux processus de rétro-diffusion et d’atténuation du rayonnement
gamma. Pour cela, la source J est placée à l’extrémité inférieure d’une tige en acier
inoxydable amovible. Elle est descendue jusqu’à la profondeur désirée dans un trou fait
préalablement dans le sol avec la petite tarière fournie avec l’appareil. La source de neutrons
et les deux détecteurs sont fixés ensemble à la base du blindage de la sonde. Ils se retrouvent
donc positionnés à l’interface sonde/sol lorsque celle-ci est posée sur le du sol.
Quel que soit leur mode de fonctionnement par rapport à la mesure de masse
volumique, dans une sonde mixte neutrons/gamma la teneur en eau moyenne de la couche
superficielle de sol (typiquement: 0 à –15 cm) est déterminée en mesurant le taux de
thermalisation des neutrons émis par la source placée à la surface. Il s’agit donc du même
principe que pour les sondes à neutrons de profondeur, si ce n’est que le volume de mesure est
hémisphérique pour une sonde de surface avec un rayon de l’ordre de 15 cm. Nous ne
reviendrons donc pas ici sur la théorie exposée au chapitre 2 pour nous consacrer plutôt à la
présentation du principe de la mesure de masse volumique.
3.2. Principe de mesure de la masse volumique
Nous l’avons dit plus haut, deux phénomènes physiques distincts peuvent être mis en
jeu pour mesurer la masse volumique: la rétro-diffusion (backscattering) du rayonnement
gamma et son atténuation. Nous allons maintenant décrire ces deux phénomènes.
40
3.2.1. Rétro-diffusion
Nombre de photons
Dans une mesure de surface de la masse volumique d’un sol – ou d’autres matériaux
comme: un revêtement bitumineux ou une chape de béton –, le détecteur de rayonnement
gamma comptabilise le nombre de photons qui retournent vers la surface après leur interaction
avec les atomes constituant la phase solide. Ce nombre est donc relié à la densité du milieu
mais avec un comportement non-linéaire comme le montre la figure 8.
Zone utile
Masse volumique
FIG. 8. Effet de la densité du milieu sur le nombre de photons réfléchis.
Dans la zone utile pour les mesures de masse volumique schématisée sur la figure 8, la
relation entre la masse volumique totale du milieu Uh et le taux de comptage relatif de photons
rétro-diffusés CR est bien représentée par le modèle suivant:
ȡh
º
ª
B u Ln « A »
CR
C
¼
¬
(51)
où A, B et C sont trois coefficients qu’il faut déterminer expérimentalement en
effectuant des mesures dans des milieux de masse volumique connue: voir exemple du tableau
XIV et figure 9, paragraphe 3.3 plus loin.
Dans un sol humide, une partie des photons rétro-diffusés comptabilisés par le détecteur
est due à l’eau du sol. Il est facile de montrer que, pour une teneur en eau T, la masse
volumique apparente Ua du sol sec peut être déduite de la masse volumique humide mesuré Uh
par:
Ua
U h Ue u T
(52)
avec Ue: masse volumique de l’eau. Si l’on exprime les masses volumiques en g.cm–3,
comme Ue |1 g.cm–3, (52) se simplifie formellement et devient:
Ua
Uh T { d a
(53)
où da est, cette fois, la densité apparente du sol sec qui s’exprime par le même nombre que la
masse volumique apparente sèche Ua en [g.cm–3].
41
Puisqu’une sonde mixte neutrons/gamma détermine aussi T par thermalisation des
neutrons, la valeur de la masse volumique sèche Ua [g.cm–3] – ou de la densité sèche da – est
donc accessible par (53) à partir de la mesure de la masse volumique totale U[g.cm–3].
3.2.2. Atténuation
Lorsque les mesures de densité sont effectuées en profondeur comme illustré figure 7b,
le détecteur de rayonnement gamma compte, en plus des photons rétro-diffusés, un certain
nombre d’autres photons ayant traversés directement une épaisseur 'z de sol comprise entre la
source de rayonnement gamma et le détecteur. Ces derniers ont subi une atténuation qui suit
la loi de Beer-Lambert:
I
I 0 u exp[(µeș µs ȡa) u ǻz]
(54)
avec:
I: nombre de photons qui arrivent au détecteur par unité de temps après avoir traversé
l’épaisseur 'z de sol.
I0: nombre de photons qui arriveraient au détecteur, par unité de temps, en l’absence de sol,
pour la même distance 'z entre la source et le détecteur.
Pe, Ps: coefficients d’atténuation du rayonnement gamma par l’eau et le sol, respectivement.
Les valeurs de Pe et Ps sont spécifique de l’énergie du rayonnement gamma émis par la source
utilisée.
Puisque seulement une partie des interactions est décrite par l’équation (54), les courbes
d’étalonnage pour le traitement utilisant l’atténuation sont établies expérimentalement sur la
base du même modèle (51) que pour la retro-diffusion mais, dans ce cas, le comptage relatif
CR des photons correspond à la fois aux photons réfléchis et à ceux qui sont atténués. Les
paramètres A, B et C sont déterminés avec des mesures faites en utilisant des matériaux ayant
des densités et des épaisseurs connues: voir données du tableau XIV et figure 10 dans le
paragraphe suivant.
Comme pour la rétro-diffusion, si le sol est humide, des photons sont aussi atténués par
l’eau du sol et comptés par le détecteur. On corrigera donc la densité humide mesurée par (53)
pour obtenir finalement la densité sèche apparente da du sol.
3.3. Étalonnage
En raison de la relative complexité de l’étalonnage des sondes gamma/neutrons pour la
mesure des densités, elles sont généralement livrées avec un jeu de réglages stockés dans leur
mémoire interne. Cet étalonnage est complexe parce qu’il faut disposer de milieux étalons de
densités variées et que le traitement mathématique permettant d’estimer les coefficients A, B
et C n’est pas à la portée d’un non-spécialiste. C’est seulement dans un environnement où l’on
dispose de telles facilités que l’on peut envisager de modifier un étalonnage existant ou d’en
construire un nouveau. Néanmoins, certaines sondes possèdent un processeur mathématique
programmé pour permettre à l’utilisateur d’effectuer un étalonnage sur des blocs standard. Il
faut alors utiliser, au moins, trois masses volumiques différentes (faible, intermédiaire et
élevée) et deux teneurs en eau équivalentes1 faible et élevée. Il est quelquefois aussi possible
1
Teneur en eau équivalente: fait référence à des matériaux avec des teneurs en hydrogène connues équivalentes
à des teneurs en eau provoquant le même effet vis à vis de la thermalisation des neutrons.
42
de modifier directement les coefficients d’étalonnage stockés dans l’appareil pour obtenir une
meilleure conversion des mesures en valeurs finales de densité.
On peut aussi parfois ajuster l’étalonnage en fonction de conditions de terrain
particulières. On a intérêt à faire cela, par exemple, dans des sols présentant une forte teneur
en matière organique, en composés calcaires ou en toute autre matière à forte teneur en
hydrogène différente de l’eau car on risque alors une surestimation de la teneur en eau. Il
suffit de connaître l’écart entre la lecture de la sonde et la valeur réelle (déterminée au
laboratoire par gravimétrie) et de la rentrer dans la mémoire du processeur pour de futures
corrections automatiques des valeurs de teneurs en eau mesurées dans les mêmes conditions.
Un tel procédé de correction peut être vu comme une forme d’adaptation de l’étalonnage
constructeur, indépendamment des causes réelles des variations systématiques observées. Par
ailleurs, on peut toujours modifier la droite d’étalonnage pour la mesure neutronique de la
teneur en eau indépendamment de l’étalonnage en densité ce qui permet de toujours travailler
dans les conditions recommandées antérieurement pour les sondes de profondeur.
Le tableau XIV ci-dessous reproduit le contenu de la mémoire du microprocesseur
d’une sonde à neutrons/gamma de surface en rapport avec l’étalonnage de mesure de densité.
Ces données sont essentiellement: a) des comptages de photons J pour diverses profondeurs
de positionnement de la source dans trois milieux standards différents de masses volumiques
connues; b) un comptage standard pour la masse volumique (comptage de photons en position
standard sur un bloc standard qui fait partie de l’équipement); c) les valeurs correspondant
aux différentes profondeurs des coefficients A, B et C de l’équation (51).
TABLEAU XIV. CONTENU DE LA MÉMOIRE INTERNE D’UNE SONDE CPN MC-3 ET
COEFFICIENTS D’ÉTALONNAGE CORRESPONDANTS
Comptage standard: 37426; date: 23/09/96
Profondeur
(cm)
BS
AC
5,0
7,5
10,0
12,5
15,0
17,5
20,0
22,5
22,5
25,0
27,5
30,0
Comptages pour densité (g.cm–3)
1,72
2,14
2,63
27159
54791
137842
136354
127121
113500
97338
80888
65356
51567
51567
40144
30940
23728
20136
40970
102072
98474
88344
75368
62090
49047
37486
28224
28224
21170
15776
11953
14882
29425
70641
65574
57156
46739
36633
27488
20262
14730
14730
10764
8083
6165
Coefficients d’étalonnage
A
B
2,96
4,88
12,1
12,9
14,4
16,0
16,0
16,7
18,4
18,5
18,5
17,4
17,6
15,0
1,03
1,38
1,63
1,56
1,23
1,04
0,954
0,840
0,718
0,649
0,649
0,603
0,546
0,526
C
0,169
0,0681
– 0,493
– 0,625
– 0,177
– 0,0158
– 0,0304
0,0108
0,0741
0,0761
0,0761
0,0674
0,0758
0,0648
Les figures 9 et 10 illustrent graphiquement la mise en œuvre des relations d’étalonnage
correspondant aux coefficients du tableau XIV à la fois pour les mesures par rétro-diffusion
(modes BS et AC: fig. 9) et par atténuation/rétro-diffusion (fig. 10).
43
2,5
AC
2
BS
Densité
1,5
1
0,5
0
1
1,5
2
2,5
Comptage relatif CR
FIG. 9. Courbes d’étalonnage d’une sonde CPN model MC-3 pour les options de mesure BS et AC qui
n’utilisent que le principe de rétro-diffusion du rayonnement gamma.
Densité
3,5
3,0
5 cm
2,5
10 cm
15 cm
2,0
20 cm
1,5
25 cm
30 cm
1,0
0,5
1
1,2
1,4
1,6
1,8
2
2,2
2,4
Comptage relatif CR
FIG. 10. Courbes d’étalonnage de la sonde de la fig. 9 pour le traitement utilisant aussi l’atténuation
du rayonnement gamma pour différentes profondeurs de la source gamma.
Le tableau XV, quant à lui, reproduit les données concernant l’étalonnage de la mesure
neutronique de la teneur en eau. Il s’agit principalement: a) du comptage standard pour la
mesure de la teneur en eau (comptage des neutrons lents en position standard sur un bloc
standard qui accompagne l’équipement); b) de comptages de neutrons lents pour deux blocs
standards ayant chacun une teneur en eau équivalente connue; c) des valeurs des coefficients
a et b de la droite d’étalonnage T = a + b u CR permettant de convertir les comptages relatifs
CR mesurés en teneurs en eau, comme pour les sondes de profondeur.
TABLEAU XV. PARAMÈTRES DE LA SONDE CPN MODEL MC-3
POUR L’HUMIDIMÉTRIE NEUTRONIQUE
Comptage standard: 8344; Date: 23/09/96
Comptage pour
44
Coefficients de la droite d’étalonnage
T=0
T = 0,53 cm3.cm–3
A
B
337
5263
–0,03627
0,90265
4. APPLICATIONS
4.1. Stock d’eau dans le sol
Le calcul du stock a déjà été abordé sur un plan théorique au paragraphe 2.6.3. Nous
allons maintenant en donner un exemple d’application pratique. La quantité d’eau stockée
dans un horizon de sol compris entre deux profondeurs z1 et z2, à un instant t donné, se calcule
par:
z2
(55)
S z2 z1 (t ) = ³ T (z, t )dz
z1
où T est l’humidité volumique définie par (2) et z la coordonnée de position verticale avec une
orientation positive vers le bas.
Si on exprime T en cm3 d’eau par cm3 de sol et z en cm, alors le stock S est équivalent à
une hauteur d’eau en cm. Pour fixer les idées, on peut retenir qu’à chaque centimètre d’eau
stocké dans la couche de sol considérée correspond un volume de 10 litres d’eau par m2 de
surface de sol. Dans le cas le plus courant, on effectue l’intégration (55) entre z1 = 0 (surface
du sol) jusqu’à la profondeur totale du profil z2.
Nous avons montré au paragraphe 2.6.3.3 que la méthode numérique adoptée pour
évaluer l’intégrale (55) avait peu d’influence sur la valeur estimée pour le stock. On peut donc
encore penser simplifier l’équation (37) de la méthode des trapèzes en supposant que le profil
hydrique est une suite d’échelons ce qui revient à supposer T [z, z + 'z] = T [z + 'z] si l’on
effectue des mesures tous les 'z. Avec cette hypothèse simplificatrice, (37) devient:
S z2
¦T
S z2
n u T u 'z
n 1
i 0
i 1
>T1 ... Ti ... T n1 T n @ u 'z
u 'z
(56)
ou:
T u z2
(57)
si T représente la teneur en eau moyenne sur n mesures effectuées tous les 'z à partir de la
profondeur 'z sur le profil [0, z2]. Le tableau XVI ci-dessous présente un exemple de données
recueillies sur le terrain à partir desquelles nous allons estimer des stocks par (57).
TABLEAU XVI. COMPTAGES RELATIFS ET TENEURS EN EAU CORRESPONDANTES EN
FONCTION DE LA PROFONDEUR POUR UN CHAMP DE MAÏS,
ALFISOL, PIRACICABA (BRÉSIL)
Profondeur
(cm)
Comptage relatif
CR
(cm3.cm–3)
25
50
75
100
125
150
0,494
0,485
0,503
0,473
0,465
0,471
0,420
0,410
0,429
0,398
0,389
0,396
T
45
Tout le profil: T = 0,407, S0–150 = 0,407 u (150 – 0) | 61,1 cm
Horizon [0, 75 cm]: T = 0,420, S0–75 = 0,420 u (75 – 0) | 31,5 cm
Horizon [50, 100 cm]: T = 0,412, S50–100 = 0,412 u (100 – 50) | 20,6 cm
Pour information, les mêmes calculs effectués par la méthode des trapèzes et l’équation
(37) (le lecteur intéressé pourra les effectuer à titre d’exercice…) donnent des valeurs de
stocks qui différent de moins de 3 mm – ou de moins de 1% – par rapport aux valeurs cidessus.
Comme nous l’avons déjà souligné au paragraphe 2.5, il est important d’avoir une idée
de la sphère d’influence de la sonde. Ceci est particulièrement important pour les mesures
proches de la surface du sol. Dans l’exemple du tableau XVI, le rayon de la sphère
d’influence est estimé à environ 15 cm. Cela signifie que, lorsque la sonde est placée à 25 cm
de profondeur, la mesure porte alors sur la couche allant de 10 à 40 cm de profondeur et que
l’humidité de la couche superficielle [0, 10 cm] n’est pas prise en compte. Ceci introduit donc
une erreur de calcul dans le stock évalué par (57). On peut essayer de la compenser en
prélevant des échantillons depuis la surface pour mesurer leurs teneurs en eau par gravimétrie.
D’un autre coté, il faut noter que commencer les mesures à une profondeur de 25 cm est une
garantie de précision car on est sûr, alors, de ne plus avoir de fuite de neutrons dans
l’atmosphère ce qui aurait aussi constitué une source d’erreurs.
La sonde à neutrons moyenne la distribution des teneurs en eau à l’intérieur de son
volume de mesure: la sphère d’influence. La figure 11 ci-dessous illustre ce point important
toujours sur l’exemple du tableau XVI. Les bandes apparaissant en grisé sur cette figure
correspondent aux zones de chevauchement des sphères d’influence pour deux mesures
contiguës. C’est un facteur favorable pour l’estimation du stock par (57) qui fait apparaître
aussi une moyenne. Globalement, la détermination du stock d’eau sera d’autant plus précise
que les sphères d’influence se recoupent.
0.37
0.39
0.41
0.43
0.45
0
Profundeur (cm)
25
50
75
100
125
150
Humidité volumétrique T (cm3.cm-3)
FIG. 11. Schématisation de la prise de mesure par sonde à neutrons dans l’exemple du tableau XVI.
46
Dans cet exemple, si les mesures avaient été faites tous les 10 cm, l’estimation du stock
d’eau aurait été a priori meilleure. Néanmoins, la première mesure à 10 cm de profondeur
aurait été probablement biaisée car une partie de la sphère d’influence se serait alors trouvée
hors du sol.
Les sondes à neutrons récentes sont équipées de microprocesseurs programmés pour
calculer le stock d’eau et l’afficher en mm ou autre unité appropriée. Quelques modèles
encore plus sophistiqués peuvent se déplacer automatiquement dans le tube d’accès avec une
vitesse constante, effectuant ainsi une excellente intégration du profil hydrique et fournissant
finalement un taux de comptage directement proportionnel au stock d’eau dans le profil.
En agronomie, un autre aspect important est de pouvoir suivre des variations de stock.
En effet, il fluctue en fonction du temps à cause des apports d’eau – pluie ou irrigation – et
des pertes occasionnées par l’évapotranspiration ou le drainage interne.
Exemple: Pour le sol sous culture de maïs considéré précédemment, des mesures
effectuées avec la sonde à neutrons à différentes dates ont donné les résultats suivants:
S0–150 (07/09/1998) | 611,0 mm
S0–150 (14/09/1998) | 579,5 mm
S0–150 (21/09/1998) | 543,8 mm
S0–150 (28/09/1998) | 575,8 mm
Du 7/9 au 21/9 il n’y a pas eu d’apport d’eau. Les taux moyens de perte en eau ont été:
w S
wt
S 0 150 (14/9) S 0 150 (7/9 )
| 4 , 5 mm/jour
14 7
w S
wt
S 0 150 ( 21/9) S 0 150 (14/9 )
| 5 , 1 mm/jour
21 14
Ces pertes sont potentiellement dues à l’évapotranspiration et au drainage profond en dessous
de 150 cm. Avec ces seules données, il n’est pas possible de distinguer l’une de l’autre.
Des pluies ont eu lieu entre le 21 et 28 septembre. Le stock d’eau a alors augmenté de:
w S
wt
S 0 150 ( 28/9) S 0 150 (21/9 )
| 4 , 6 mm/jour
28 21
Cette augmentation correspond au solde net du bilan entre les apports de pluie et les pertes
dues au ruissellement de surface, à l’évapotranspiration et au drainage en dessous de 150 cm.
4.2. Courbes de rétention d’eau dans le profil
Des courbes de rétentions (relation teneur en eau/potentiel de l’eau dans le sol) peuvent
être obtenues sur le terrain en associant humidimétrie neutronique et mesures tensiométriques
aux mêmes profondeurs. Les tensiomètres doivent être installés le plus près possible des tubes
d’accès mais, en aucun cas, dans la sphère d’influence car les cellules des tensiomètres,
pleines d’eau, peuvent perturber significativement la mesure neutronique. Une distance de
20–30 cm est généralement bien adaptée.
47
Toutefois, les propriétés physiques d’un sol peuvent varier significativement sur de
courtes distances. Ceci peut entraîner une dispersion importante sur les points de la courbe de
rétention déterminée à partir de données de terrain comme ont pu l’observer Greminger et al.
(1985) ou Villagra et al. (1988): voir exemple de la fig. 12. L’AIEA (1984) a néanmoins
proposé une courbe de rétention construite à partir de mesures effectuées avec des sondes à
neutrons et des tensiomètres dans des sols de différents pays: figure 13.
0,460
-3
0,440
3
Humdité volumétrique (cm .cm )
0,480
0,420
0,400
0,380
0,360
0,340
0,320
0,300
-80
-60
-40
-20
0
Potentiel matriciel (kPa)
3
-3
Humidité volumétrique T (cm .cm )
FIG. 12. Courbe de rétention obtenue sur le terrain pour un Alfisol,
profondeur de 20 cm, Brésil. (Villagra et al., 1988).
0,38
0,36
T
0,34
0,32
0,366
0,1689
1 (0,26 u \)
>
@
0,408
0,3
0,28
0,26
0,24
0,22
0,2
0
20
40
60
80
- Potentiel matriciel \ (kPa)
FIG. 13. Courbe de rétention moyenne obtenue pour des sols de différents pays (AIEA, 1984).
4.3. Conductivité hydraulique des sols
La conductivité hydraulique des sols K est un paramètre qui quantifie la capacité des
sols à transférer de l’eau. Elle est très fortement dépendante de la teneur en eau T du sol et
chaque milieu poreux est caractérisé par une relation K(T) spécifique. Toutes les méthodes de
détermination de la conductivité hydraulique nécessitent de mesurer la teneur en eau et, pour
cela, l’utilisation d’une sonde à neutrons s’avère particulièrement adaptée notamment dans
des conditions de terrain. A titre d’exemples, nous présentons ici les méthodes qui ont été
proposées par Richards et al. (1964), Libardi et al. (1980) et Sisson et al. (1980).
48
Pour déterminer expérimentalement la relation K(T), on sélectionne une zone plane et
horizontale d’une superficie typiquement comprise entre 9 m2 (3 u 3 m) et 100 m2 (10 u
10 m). On l’équipe de tubes d’accès et de tensiomètres sur la profondeur d’investigation
désirée. Ensuite, on verse continûment de l’eau sur cette surface de manière à y maintenir une
lame d’eau de faible épaisseur jusqu’à ce que l’on atteigne un régime quasi-permanent
d’infiltration. On peut estimer que l’on a atteint cet état lorsque les taux de comptages
neutroniques cessent d’évoluer et que les teneurs en eau s’approchent d’un maximum à
chacune des profondeurs de mesure dans le profil. Le taux d’infiltration à travers la surface
lorsque ce régime est atteint peut être assimilé à la conductivité hydraulique K0 correspondant
à la teneur en eau à saturation de la couche superficielle du sol T0. K0 fournit l’un des
paramètres du modèle exponentiel:
K (T ) K 0 exp > J (T T 0 ) @
(58)
couramment utilisé pour représenter K(T). J est un deuxième paramètre qui sera déterminé à
partir des mesures effectuées après l’infiltration lors de la redistribution de l’eau et du
drainage, en l’absence d’extraction racinaire et d’évaporation.
À la fin de l’infiltration, lorsque toute la lame d’eau à la surface a été absorbée, débute
le processus de redistribution de l’eau principalement sous l’effet du potentiel gravitaire.
Pendant cette phase, la surface doit être recouverte d’une bâche imperméable pour éviter les
pertes par évaporation. Des mesures de teneurs en eau du sol sont ensuite réalisées
périodiquement avec une sonde à neutrons à des profondeurs z sélectionnées. Les résultats de
ces mesures sont rassemblés sous la forme d’un tableau T (z, t) (voir exemple du tableau
XVII) en prenant comme origine des temps t = 0 l’instant où la lame d’eau a disparu.
Simultanément, sur les tensiomètres, on effectue des relevés de potentiel matriciel de l’eau
dans le sol \m que l’on corrige par les profondeurs z correspondantes (potentiels gravitaires)
pour obtenir des valeurs de potentiel total de l’eau le sol \T(z, t). Ces mesures sont finalement
réunies dans un deuxième tableau dont le tableau XVIII est un exemple.
TABLEAU XVII. VALEURS DE TENEURS EN EAU MESURÉES AVEC
LA SONDE À NEUTRONS LORS DE LA REDISTRIBUTION (T EN JOURS)
Profondeur
(cm)
0
30
60
90
120
Teneurs en eau mesurées T (cm3.cm–3)
t=0
t=1
t=3
t=7
t = 15
0,500
0,501
0,458
0,475
0,486
0,463
0,466
0,405
0,453
0,464
0,433
0,432
0,375
0,438
0,452
0,413
0,414
0,347
0,423
0,440
0,396
0,398
0,307
0,414
0,427
TABLEAU XVIII. VALEURS DE POTENTIEL TOTAL CALCULÉES
A PARTIR DES DONNÉES TENSIOMÉTRIQUES
Profondeur
(cm)
15
45
75
105
135
Potentiel total de l’eau dans le sol \T (cm H2O)
t=0
–18
–47
–76
–108
–140
t=1
–38
–76
–105
–141
–172
t=3
–69
–104
–135
–172
–201
t=7
–100
–129
–163
–206
–240
t = 15
–135
–164
–200
–229
–265
49
Dans l’exemple considéré sur ces tableaux XVII et XVIII, la conductivité hydraulique à
saturation K0 mesurée une fois le régime permanent établi était de 2,2 cm/jour. Nous allons
maintenant estimer K par les trois méthodes que nous avons mentionnées plus haut.
4.3.1. Méthode de Richards et al. (1956)
Cette méthode proposée par Richards et al. (1956) a par la suite été développée par
Nielsen et al. (1964), Rose et al. (1965), van Bavel et al. (1968). Elle est actuellement connue
sous le nom de méthode du profil instantané (Watson, 1966) et est couramment utilisée
pour déterminer la conductivité hydraulique de sols bien drainés. Elle est basée sur
l’hypothèse que le taux de décroissance du stock d’eau dans un profil 0 d z dL pendant la
redistribution en l’absence d’évaporation et d’extraction racinaire est égal au flux qL drainé
par le bas à la profondeur L. Ce flux s’écrit, d’après la loi de Darcy:
qL
§ w\
K >T ( L)@u ¨¨ T
© wz
·
¸¸
¹L
(59)
La variation de stock est donnée par
w S ( L, t )
wt
w L
T ( z, t ) u dz
wt ³0
³
L
0
wT ( z , t )
u dz
wt
(60)
En égalant (59) et (60) comme le suppose la méthode de Richards, on obtient finalement
pour expression de la conductivité hydraulique:
K >T ( L)@
³
L
0
wT ( z, t )
dz
wt
w\ T
wz
w S ( L, t )
wt
w\ T
wz
(61)
L’intégrale intervenant dans (61) est évaluée en calculant d’abord le stock d’eau S(L, t)
par l’équation (57) à chaque date de mesure. Sa dérivée par rapport au temps peut être
approximée en utilisant simplement la variation de stock pour la période entre deux mesures.
Elle peut aussi être calculée à partir de l’ajustement d’un modèle SL = a + b u ln t sur les
données de stock, auquel cas on a: wS/wt = qL =1/b. Le gradient de potentiel w\T/wz est, lui,
estimé à partir des différences de potentiels entre deux cotes voisines.
Exemple: Les valeurs de teneurs en eau du tableau XVII sont converties en stocks d’eau
SL en utilisant l’équation (57) pour 4 valeurs de profondeur: L = 30, 60, 90 et 120 cm. On
obtient:
50
Profondeur
(cm)
t=0
Stocks d’eau (mm)
t=1
t=3
t=7
t = 15
30
60
90
120
150,2
291,8
435,2
580,8
139,4
266,8
402,1
540,2
119,1
220,2
340,9
466,1
129,8
248,0
377,6
511,2
124,1
234,8
359,3
488,9
On calcule ensuite leur dérivées par:
wS ( L , t )
wt
S ( L ,ti 1 ) – S ( L ,ti )
ti 1 ti
(62)
et on attribue le résultat au temps médian
Profondeur
(cm)
ti 1 ti
2
. On trouve ici:
Variations de stock d’eau (mm/jour)
t = 0,5
t=2
t=5
t = 11
30
60
90
120
–10,8
–25,0
–33,1
–40,6
–4,8
–9,4
–12,3
–14,5
–1,4
–3,3
–4,6
–5,6
–0,6
–1,8
–2,3
–2,9
En comparant les tableaux XVII et XVIII, on peut remarquer que les profondeurs des
tensiomètres sont différentes de celles des mesures de teneurs en eau. Ceci est volontaire car,
en fait, ce sont les gradients de potentiel qu’il faudra estimer aux mêmes cotes que les flux ou
les variations de stock. Par exemple, pour estimer le gradient de \T en L = 60, on utilisera les
valeurs fournies par les tensiomètres situés de part et d’autre de cette position, soit à L = 45 et
L =75 cm. D’une manière générale, le gradient sera estimé par:
w\ T (L, t)
wz
\ T[L j 1, t] \ T[L j 1, t]
(63)
(L j 1 L j 1)
On a vu aussi plus haut que les flux qL ou les variations de stock wS/wt étaient obtenus
pour des temps intermédiaires. Il faut donc également calculer les gradients pour ces mêmes
temps. Pour cela, on commence par ré-échantillonner les valeurs du tableau XVIII par une
simple interpolation:
ª
\ T « L,
¬
t i t i 1 º
2 »¼
\ T >L, t i @ \ T >L, t i 1 @
(64)
2
On obtient alors un nouveau tableau:
Profondeur
(cm)
15
45
75
105
135
Potentiel total de l’eau \T (cm)
t = 0,5
t=2
t=5
t = 11
–28,0
–61,5
–90,5
–124,5
–156,0
–53,5
–90,0
–120,0
–156,5
–186,5
–84,5
–116,5
–149,0
–189,0
–220,5
–117,5
–146,5
–181,5
–217,5
–252,5
À partir duquel on peut calculer les gradients par (63). On obtient:
51
Profondeur
(cm)
Gradients de potentiel w\T/wz (cm/cm)
t = 0,5
t=2
t=5
t = 11
30
60
90
120
–1,117
–0,967
–1,133
–1,050
–1,217
–1,000
–1,217
–1,000
–1,067
–1,083
–1,333
–1,050
–0,967
–1,167
–1,200
–1,167
On peut donc maintenant appliquer (61) pour obtenir des valeurs de K(L, t) en divisant
terme à terme les variations de stocks par les gradients de potentiels aux mêmes cotes L et aux
mêmes temps t. Cela donne finalement:
Profondeur
(cm)
Conductivité hydraulique K (mm/jour)
t = 0,5
t=2
t=5
t = 11
30
60
90
120
9,67
25,86
29,18
38,63
3,95
9,40
10,08
14,52
1,34
3,05
3,42
5,31
0,64
1,56
1,92
2,44
Pour construire les fonctions K(T), il reste à savoir à quelles valeurs de la teneur en eau
il faut attribuer ces valeurs. Les mesures de T ont été effectuées à ti = 0, 1, 3, 7 et 15 jours
(tableau XVII) et nous avons besoin de les estimer aux temps ti’ = 0,5, 2, 5 et 11 jours.
Comme pour le stock (équation 62), on va procéder par interpolation linéaire et donc calculer
des moyennes arithmétiques sur les données du tableau XVII. On obtient:
Teneurs en eau interpolées T (cm3/cm3)
t = 0,5
t=2
t=5
t = 11
Profondeur
(cm)
30
60
90
120
0,484
0,432
0,464
0,475
0,449
0,390
0,446
0,458
0,423
0,361
0,431
0,446
0,406
0,327
0,419
0,434
On peut donc maintenant apparier valeurs de K et T pour chaque valeur de L:
L = 30 cm
L = 60 cm
L = 90 cm
L = 120 cm
T
K
T
K
T
K
T
K
0,484
0,449
0,423
0,406
9,67
3,95
1,34
0,64
0,432
0,390
0,361
0,327
25,86
9,40
3,05
1,56
0,464
0,446
0,431
0,419
29,18
10,08
3,42
1,92
0,475
0,458
0,446
0,434
38,63
14,52
5,31
2,44
Si K(T) suit le modèle (58), son logarithme ln . doit être linéaire en T. On effectue donc
une série de quatre régressions linéaires sur les données du tableau précédent. On obtient:
52
L
(cm)
30
60
90
120
Régression: ln K = a + b u T
a
b
R2
–14,591
35,112
0,985
–8,708
27,748
0,987
–24,980
61,123
0,996
–28,467
67,731
0,995
Le fait que les coefficients de régression R2 correspondants soient élevés justifie
l’hypothèse sur l’allure exponentielle des relations K(T). D’après la forme de (58), il est facile
de vérifier que le paramètre b de la droite de régression ln K = a + b u T est identique à J alors
que K0 est relié aux paramètres a et Jpar K0 = exp [a + J u T0 ] où les T0 sont assimilées aux
teneurs en eau à t = 0. Finalement, les paramètres estimés pour le modèle (58) ont donc pour
valeurs:
L
Modèle (58): K = K0 exp [J u (T–T) ]
(cm)
K0 (mm/jour)
J
T0
30
60
90
120
20,08
54,65
57,61
85,62
35,112
27,748
61,123
67,731
0,501
0,458
0,475
0,486
Il faut souligner que, à cause de l’allure exponentielle de la relation K(T), de petites
erreurs sur T peuvent engendrer de grandes variations sur l’estimation de K par cette méthode.
4.3.2. Méthode de Libardi et al. (1980)
Cette méthode est fondée sur l’hypothèse supplémentaire qu’au cours du drainage le
gradient du potentiel total est constamment unitaire: grad\7 = w\7/wz = җ. L’équation (61) se
simplifie alors et l’on n’a plus besoin des données tensiométriques du tableau XVIII.
Combinée avec le modèle (58), l’intégration par rapport au temps de cette forme simplifiée de
(61) conduit à:
J K0 º
T T 0 1 ln t 1 ln ª«
J
J ¬ L »¼
(65)
K0 et J peuvent donc être évalués, à chacune des profondeurs, L à partir d’une régression
linéaire effectuée un graphique (T – T0) = f (ln t).
Exemple: Sur les données du tableau XVII, de telles régressions donnent:
Profondeur
L (cm)
30
60
90
120
Régression: (T – T0) = a + b u ln t
T0
a
b
0,501
0,458
0,475
0,486
–0,0376
–0,0485
–0,0218
–0,0207
–0,0250
–0,0355
–0,0147
–0,0136
R2
0,989
0,976
0,996
0,990
53
D’après (65), l’ordonnée à l’origine a est égale à 1/J [ln (–J K0 /L)] et la pente b à –1/J.
Par la méthode de Libardi et al., on obtient donc finalement comme paramètres du modèle de
conductivité hydraulique:
L
(cm)
Modèle (58): K = K0 exp [J u (T–T) ]
K0 (mm/jour)
T0
J
30
60
90
120
33,76
83,59
58,39
74,82
40,054
28,209
67,945
73,578
0,501
0,458
0,475
0,486
4.3.3. Méthode de Sisson et al. (1980)
Comme dans la méthode précédente, ces auteurs supposent aussi grad\7ҏ = 1 et, de
nouveau, il n’est pas nécessaire de disposer de données tensiométriques. Ils proposent une
méthode originale de résolution de (61) qui conduit, pour le modèle (58), à:
ln §¨
©
z · ln (J K ) J u (T T )
¸
0
0
t¹
(66)
qui montre que K0 et J peuvent également être obtenus par régression sur un graphique ln (z/t)
fonction de (T – T0).
Exemple: Toujours sur l’exemple des données du tableau XVII, les deux tableaux ciaprès donnent les résultats des calculs intermédiaires nécessaires à la mise en œuvre de la
méthode de Sisson et al. (1980):
t
(jours)
1
3
7
15
L = 30 cm
ln (z/t) (T–T0)
L = 60 cm
ln (z/t) (T–T0)
L = 90 cm
ln (z/t) (T–T0)
L = 120 cm
ln (z/t) (T–T0)
3,4012
2,3026
1,4553
0,6931
4,0943
2,9957
2,1484
1,3863
4,4998
3,4012
2,5539
1,7918
4,7875
3,6889
2,8416
2,0794
–0,035
–0,069
–0,087
–0,103
Profondeur
L (cm)
30
60
90
120
54
–0,053
–0,083
–0,111
–0,151
–0,022
–0,037
–0,052
–0,061
Régression: ln (z/t) = a + b u (T – T0)
T0
a
b
R2
0,501
0,458
0,475
0,486
4,8747
5,3961
5,9706
6,2799
39,6139
27,5370
67,6490
72,8095
0,989
0,976
0,996
0,990
–0,022
–0,034
–0,046
–0,059
Dans ce cas, d’après (66), a = ln (J K0) et b = J , la méthode de Sisson et al. donne donc
finalement:
L
(cm)
Modèle (58): K = K0 exp [J u (T–T) ]
K0 (mm/jour)
T0
J
30
60
90
120
33,05
80,09
57,91
73,31
39,614
27,537
67,649
72,810
0,501
0,458
0,475
0,486
À la fin de ce paragraphe, il est intéressant de comparer les estimations de K0 et J
fournies par les différentes méthodes. A la profondeur de 90 cm, par exemple, on a trouvé:
Méthodes
Richards et al. (1956)
Libardi et al. (1980)
Sisson et al. (1980)
J
K0 (mm/jour)
61,12
67,95
67,65
57,61
58,39
57,91
On constate sur cet exemple que les méthodes de Libardi et Sisson donnent des résultats
très voisins ce qui est logique car elles reposent sur les mêmes hypothèses simplificatrices
alors que la méthode de Richards fournit une estimation sensiblement différente. On peut
penser privilégier cette dernière car elle fait appel à une information plus riche puisqu’elle
prend en compte aussi des données tensiométriques. Chaque fois que l’on disposera de telles
données de qualité, on aura donc intérêt à l’adopter pour estimer les paramètres de la relation
conductivité hydraulique/teneur en eau.
4.4. Bilan hydrique
Faire un bilan hydrique consiste à effectuer un bilan des apports (entrées) et des pertes
(sorties) d’eau dans un agrosystème particulier sur une durée 't donnée et pour une couche de
sol d’épaisseur L. Aussi bien le choix de 't = tfinal – tinitial que celui de L dépendent des
objectifs visés et du type de culture. Les valeurs de 't peuvent être de l’ordre de quelques
jours, une semaine, un mois, une année… Les profondeurs L optimales dépendent du volume
du sol exploité par les racines et, en général, on s’attache à considérer une couche de sol
incluant au moins 95% du système racinaire. Dans un système donné, le bilan hydrique s’écrit
d’une manière générale:
P + I – ET – RO – QL = 'SL
(67)
où P, I, ET, RO, QL et 'SL sont les composantes du bilan schématisées sur la fig. 14 avec:
P: Cumul des précipitations sur la période 't,
I: Apport d’eau par irrigation sur la période,
ET: Évapotranspiration intégrée sur la période,
RO: Ruissellement ou écoulement superficiel total sur la période,
QL: Intégrale du flux d’eau dans le sol à la profondeur L sur la période,
'SL: Variation sur la période du stock d’eau S dans la couche [0, L].
55
P
I
T
RO<0
E
RO>0
QL >0
S 'S
QL<0
Z=0
Z=L
FIG. 14. Composantes du bilan hydrique.
Toutes ces quantités s’expriment en lames d’eau équivalentes comptées, par exemple,
en (mm). Leur signes dans l’équation (67) ont été choisis pour qu’elles soient normalement
quantifiées par un nombre positif ou nul. Avec cette convention, c’est toujours le cas pour P, I
et ET. Par contre, un RO négatif indique un apport d’eau par ruissellement. De même, QL < 0
indique une remontée d’eau depuis la base du profil alors que QL > 0 traduit une situation de
drainage. Enfin, 'SL > 0 indique une augmentation du stock d’eau dans le profil [0, L] (solde
positif du bilan) et 'SL < 0 une diminution (solde négatif).
Une sonde à neutrons constitue un outil bien adapté au suivi de bilan hydrique car elle
fournit des mesures qui permettent d’évaluer relativement facilement le stock d’eau (cf.
paragraphe 4.1), d’une part, et, d’autre part, de suivre son évolution. En effet, comme il s’agit
d’une méthode non-destructive, les mesures peuvent être réitérées au même endroit autant de
fois que nécessaire. Nous allons maintenant donner des exemples de manipulation de
l’équation de bilan (67).
Exemple 1: Supposons qu’un sol renferme un stock de 280 mm d’eau à la date ti. Sur
une période 't, il reçoit ensuite 10 mm de précipitations et 30 mm par arrosage. Si les pertes
par évapotranspiration pendant la même période sont de 40 mm et que RO et QL sont
négligeables, quel est le stock final au temps tf = ti + 't?:
P + I – ET – RO – QL = 'SL = 10 + 30 – 40 – 0 – 0 = 0 mm
Donc, le stock final S(tf) reste inchangé et égal à 280 mm.
Exemple 2: Dans une autre situation, sans irrigation ni précipitation, en considérant que
les pertes par évapotranspiration sont de 35 mm et que le drainage à la limite inférieure de la
couche de sol est de 8 mm, quelle est la variation du stock?:
P + I – ET – RO – QL = 'SL = 0 + 0 – 35 – 0 – 8 = – 43 mm
Finalement, le stock aura diminué de 43 mm.
Exemple 3: Par un temps nuageux où l’évapotranspiration peut être négligée, un site
reçoit 56 mm de pluie. 14 sont perdus par ruissellement à la surface et 5 sont évacués par
drainage interne à la base du profil. Quelle est la variation du stock?:
56
P + I – ET – RO – QL = 'SL = 56 + 0 – 0 – 14 – 5 = + 37 mm
Sur cette période, on a donc un solde positif de + 37 mm de stock dans le profil.
Exemple 4: Quelle est la quantité d’eau qui a été reçue par une culture irriguée pendant
une période sans précipitations sachant qu’elle a perdu 42 mm par évapotranspiration et que le
stock d’eau dans le sol a chuté de 12 mm en l’absence de drainage?:
P + I – ET – RO – QL = 'SL Ÿ
I = 'SL – P + ET + RO + QL = –12 – 0 + 42 + 0 + 0 = + 30 mm
Exemple 5: Finalement, quelle est l’évapotranspiration quotidienne d’une plantation de
haricots sachant que, pendant une période de 10 jours, elle a reçu 15 mm de pluie et deux
arrosages de 10 mm chacun? Sur la même période, le sol perd 2 mm par drainage et le stock
diminue de 5 mm.
P + I – ET – RO – QL = 'SL Ÿ
ET = P + I – RO – QL – 'SL = 15 + (2 u 10) – 0 – 2 + 5 = +38 mm
Ainsi, pendant cette période l’évapotranspiration moyenne a été de 38 /10 = 3,8 mm par jour.
4.4.1. Estimation des composantes du bilan hydrique
Mesurer directement toutes les composantes du bilan hydrique constitue une opération
plutôt fastidieuse!
La pluie P se mesure à l’aide de pluviomètres ou pluviographes (pluviomètres
enregistreurs) donnant des résultats en mm/jour qui, intégrés sur une période 't, fournissent
des cumuls en (mm). Les pluviomètres doivent être installés près des sites où l’on veut faire
des bilans car les précipitations ne sont jamais uniformes. À ce sujet, on trouvera dans
(Reichardt et al., 1995) un exemple d’analyse de la variabilité spatiale et temporelle des
précipitations pour une zone de 1000 ha.
Bien que l’instrument de mesure de base soit le même que pour la pluie, mesurer les
apports d’eau par irrigation I constitue un défi en soi. En effet, le mode d’aspersion retenu
conduit souvent à une structure très hétérogène de ces apports ce qui oblige à multiplier les
points de mesure. En ce qui concerne l’irrigation à la raie – ou autres modes d’irrigation de
surface –, une façon usuelle de procéder consiste à diviser le volume total d’eau apportée par
la surface irriguée, mais il est clair qu’ainsi on ne prend pas en compte la variabilité spatiale.
Le terme de pertes par évapotranspiration ET est souvent traité comme une inconnue
dans l’équation du bilan hydrique et il est déduit des autres termes comme dans l’exemple 5
présenté ci-dessus. Néanmoins, l’évapotranspiration peut être évaluée à partir de modèles
théoriques et/ou de formules empiriques basées sur des données atmosphériques: méthodes de
Thornwaite, Blaney-Criddle, Penmann, etc. On peut aussi estimer ET à partir de mesures
effectuées sur lysimètres (FAO, 1992).
Le ruissellement RO est difficile à mesurer. Le principe général consiste à recueillir et à
quantifier cet écoulement superficiel à l’aide d’un système mécanique approprié installé sur
des parcelles standard (état de surface, pentes…) spécialement aménagées à cet effet. On
57
extrapole ensuite cette information aux sites réels où l’on suit le bilan. Par exemple, si à la
partie inférieure d’une parcelle test pour le ruissellement de 2 m par 22 m on récupère 216
litres d’eau alors qu’il a plu 35 mm, on peut estimer:
RO
4,91
216 u 10 3 cm 3
| 14% de la pluie
| 0,491 cm 4,91 mm soit:
4
2
35
2 u 22 u 10 cm
et on extrapolera ces 14% à tous les sites similaires. Il est clair que cette façon simple de
procéder ignore la réalité du cheminement de l’eau à la surface de la parcelle et, en particulier,
le fait que le ruissellement en provenance des zones les plus hautes peut se retrouver collecté
dans les zones les plus basses.
Le flux d’eau QL dans le sol à la base du profil se calcule sur un intervalle de temps [ti,
ti+1] par l’intégrale suivante:
t i 1
QL
³q
L
dt
(68)
ti
où qL est le flux d’eau à la profondeur L donné par la loi de Darcy (59) qui s’écrit, rappelonsle:
qL
K L(T)
w\ T (L)
wz
où \T est le potentiel total de l’eau.\T = \m –z si l’axe des z est orienté positivement vers le
bas avec \m: potentiel matriciel. Le gradient w\T/wz détermine le sens et l’intensité du flux
d’eau. S’il est négatif, le flux est positif c’est à dire dirigé vers le bas; l’eau sort du profil: on
est en situation de drainage. Si, au contraire, w\T/wz est positif, le flux est négatif donc dirigé
vers le haut; de l’eau entre dans le profil: on est en situation d’imbibition.
Exemple: Dans un sol à la profondeur z = L = 100 cm, on suppose que la conductivité
hydraulique est donnée par K(T) = 5,68 exp >85,6 (T – 0,441)@ mm.jour–1. A la même
profondeur, on a mesuré T = 0,398 cm3.cm–3 avec une sonde à neutrons. Deux tensiomètres
sont placés à 90 et 110 cm de profondeur sur lesquels on relève au même moment \m =
-118 cm H2O et \m = –135 cm H2O, respectivement. Quels sont la direction et l’intensité du
flux d’eau à cette profondeur?:
K100 = 5,68 u exp [85,6 u (0,398 – 0,441)] | 0,143 mm.jour–1
\T (90) = \m – z = –118 – 90 = –208 cm
\T (110) = \m – z = –135 – 110 = –245 cm
§ w\ T ·
¨
¸
© wz ¹100
245 (208)
110 90
37 | 1,85
20
qL = –K100 u (w\T/wz)100 = 0,143 u –1,85 | 0,265 mm.jour–1
qL > 0: il s’agit donc d’un drainage. Si ce taux se maintient pendant cinq jours, la contribution
correspondante au bilan sera QL = 5 u 0,265 | 1,3 mm.
58
Enfin, en ce qui concerne le calcul de la variation de stock 'SL, celui-ci a déjà été
détaillé au paragraphe 4.1.
On pourra trouver plus de détails sur l’établissement du bilan hydrique dans AIEA
(1990), Bacchi et al. (1996), et Villagra et al. (1995) pour des exemples dans des conditions
brésiliennes.
4.5. Variabilité spatiale des sols
La sonde à neutrons s’avère être un outil très utile pour l’étude de la distribution et de la
variabilité spatiale de la teneur en eau dans les sols, à l’échelle d’une parcelle ou d’un bassin
versant. En effet, en utilisant la théorie des variables régionalisées, l’analyse des variances
temporelles et/ou spatiales (cf. paragraphe 2.6.2) effectuée ainsi à partir d’un grand nombre de
points d’observation permet une meilleure compréhension des processus liés au transfert de
l’eau. Différents schémas d’échantillonnage peuvent être mis en place: transects, grilles
régulières, à points équidistants ou aléatoirement espacés.
A titre d’illustration, la figure 15 ci-dessous présente des mesures de teneurs en eau
ayant été effectuées à trois dates avec une sonde à neutrons sur 25 tubes régulièrement
espacés tous les 5m le long d’un transect. L’allure similaire des courbes obtenues aux
différentes dates montre que ce dispositif échantillonne bien les mêmes points à chaque fois
(Reichardt et al., 1993; Reichardt et al., 1997).
FIG. 15. Teneurs en eau mesurées avec une sonde à neutrons
sur 25 tubes d’accès répartis tous les 5 m sur un transect.
4.6. Extraction racinaire
Les mesures à la sonde à neutrons peuvent aussi être utilisées pour étudier l’extraction
d’eau par le système racinaire d’une plante. Les figures 16 et 17 ci-après montrent des
résultats obtenus lors d’une expérimentation dont l’objectif était d’étudier le mécanisme de
l’extraction de l’eau par le système racinaire dans une plantation d’hévéas (Mendes et al.,
1992). La combinaison des mesures neutroniques et tensiométriques permet de cartographier
l’état hydrique du sol sous forme d’isolignes de teneur en eau T et de potentiel total \T. Les
lignes de flux d’eau q – perpendiculaires aux lignes de potentiel total – peuvent alors être
visualisées et orientées: le flux d’eau va toujours dans le sens des valeurs de potentiel total
décroissantes. Bien que la quantification précise de ces flux reste difficile, ces cartes
permettent néanmoins de caractériser spatialement l’extraction racinaire de l’eau par la culture
et de suivre ses variations au cours du cycle de la plante.
59
Profondeur (cm)
0
-100
-200
-300
0
200
400
600
800
1000
Distance Horizontale (cm)
1200
1400
Profondeur (cm)
FIG. 16 Iso-teneurs en eau sous deux hévéas.
0
-100
-200
-300
0
200
400
600
800
1000
1200
1400
Distance horizontale (cm)
FIG. 17. Isolignes de potentiel de l’eau \T sous deux hévéas et
direction des lignes de flux correspondantes.
4.7. Contrôle de l’irrigation
Lorsque les ressources en eau sont rares, ce qui est le cas dans beaucoup de régions du
monde, il est important de contrôler l’irrigation dans tous ses aspects. Globalement, il faut
économiser la ressource mais il faut également optimiser l’utilisation de l’eau d’irrigation par
les cultures. De nombreuses publications spécialisées traitent en détails des techniques
d’irrigation. Sur ce sujet, on pourra, par exemple, se reporter aux Bulletins FAO d’irrigation
et de drainage.
Dans ce manuel consacré à l’humidimétrie neutronique et à la gammamétrie, nous nous
contenterons d’aborder quelques notions élémentaires en relation avec l’utilisation de la sonde
à neutrons. En effet, en raison de la possibilité qu’elle donne de quantifier les stocks d’eau (cf.
paragraphe 4.1), celle-ci peut avantageusement être utilisée pour étudier l’impact d’un déficit
hydrique sur le rendement des cultures (Calvache et Reichardt, 1996; Kirda et al., 1999).
Dans une problématique d’irrigation, on se pose toujours les mêmes questions: quand,
comment et avec quelle quantité d’eau faut-il irriguer? Dans les paragraphes qui suivent,
60
nous introduisons les principales notions permettant d’aborder ces questions de manière
rationnelle et nous en donnons des exemples d’application.
4.7.1. Estimation des lames d’irrigation
La lame d’irrigation est définie comme la quantité d’eau en (mm) qui doit être appliquée
sur le sol en fonction de la profondeur d’enracinement de la culture. On distingue la lame
nette et la lame brute.
La lame nette d’irrigation IN est la quantité d’eau appliquée au sol réellement utilisable
par la culture et, donc, susceptible d’être consommée par l’évapotranspiration des plantes.
Elle n’inclut pas les pertes par drainage ni l’évaporation depuis le sol nu dans le cas d’une
végétation éparse. Pour quantifier cette lame nette d’irrigation, deux type d’approches sont
classiquement utilisées: la méthode édaphique (du grec "edaphos": le sol) et une procédure
analytique consistant à évaluer l’évapotranspiration réelle de la culture à partir du bilan
hydrique comme nous l’avons déjà vu au paragraphe 4.4.
Dans la méthode édaphique, on pose: TCC.
IN = (TCC – TPFP) u L
(69)
Avec:
TCC: Teneur en eau correspondant à la capacité au champ.
TPFP:Teneur en eau correspondant au point de flétrissement permanent.
L: Profondeur du profil de sol devant être irrigué.
Rappelons que la capacité au champ est la quantité d’eau maximale qui peut être
maintenue dans le sol malgré l’influence de la gravité. Elle correspond à des valeurs du
potentiel \m comprises entre –30 et –10 kPa. Le point de flétrissement permanent est, lui,
défini, comme la dépression maximale de l’eau dans le sol à laquelle les racines ne peuvent
plus extraire d’eau. On admet que cela correspond à un potentiel \m | –1500 kPa. En fait,
pour ne pas risquer d’occasionner des dommages physiologiques aux plantes, il est
souhaitable de toujours se maintenir au-dessus d’un seuil de teneur en eau critique Tcrit
supérieur à TPFP et, dans ces conditions, IN est alors donnée par:
IN = (TCC – Tcrit) u L
(70)
Entre Tcrit et TPFP, on peut écrire:
Tcrit = TCC – f u (TCC – TPFP)
(71)
en introduisant ainsi un critère d’irrigation f qui quantifie la fraction d’eau réellement
utilisable dans de bonnes conditions par une culture donnée (Doorembos et Kassam,1986).
Exemples
Une culture de haricots (racines jusqu’à 50 cm de profondeur, f = 40 %), est plantée
dans un sol dont les principales caractéristiques sont réunies dans le tableau ci-après.
61
1. Si un profil de ce sol de 80 cm de profondeur est initialement partout au point de
flétrissement permanent, quelle quantité d’eau faut-il apporter pour rétablir la capacité au
champ sur tout ce profil?
2. Quelle sera ensuite la lame d’eau nette pour cette culture?
Profondeur (cm)
TCC (cm3.cm–3)
TPFP (cm3.cm–3)
0–20
20–50
50–80
0,30
0,28
0,27
0,18
0,19
0,19
1. Dans ce cas, le sol est stratifié et le calcul de la lame d’irrigation se fait couche par couche
avec l’équation (69):
Couche [0, –20 cm]: IN = (0,30 – 0,18) u 200 = 24,0 mm
Couche [–20, –50 cm]: IN = (0,28 – 0,19) u 300 = 27,0 mm
Couche [–50, –80 cm]: IN = (0,27 – 0,19) u 300 = 24,0 mm
Au total, sur 80 cm de profondeur, il faudra donc apporter 24 + 27 + 24 = 75 mm d’eau pour
atteindre partout la capacité au champ.
2. C’est maintenant l’équation (70) qui s’applique avec L = 50 cm. Il faut donc commencer
par évaluer les teneurs en eau critiques par (71) pour les deux couches concernées:
Couche [0, –20 cm]: Tcrit = 0,30 – 0,4 u (0,30 – 0,18) = 0,252 cm3.cm–3
Couche [–20, –50 cm]: Tcrit = 0,28 – 0,4 u (0,28 – 0,19) = 0,244 cm3.cm–3
On peut donc calculer maintenant la lame nette jusqu’à la profondeur d’enracinement:
Couche [0, –20 cm]: IN = (0,30 – 0,252) u 200 = 9,6 mm
Couche [–20, –50 cm]: IN = (0,28 – 0,244) u 200 = 10,8 mm
Soit une lame nette totale sur 50 cm de 9,6 + 10,8 = 20,4 mm.
La lame brute d’irrigation IB est la quantité d’eau qu’il faut effectivement apporter à la
surface d’un sol pour fournir les besoins de la culture et compenser toutes les pertes associées
au système d’irrigation utilisé. L’efficacité EI de celui-ci peut-être mesurée par le rapport
entre la lame nette IN obtenue sur la lame brute IB délivrée: c.f. paragraphe 4.7.3. Avec cette
définition, on a:
IB
IN
EI
(72)
Le tableau XIX (Doorembos et Pruitt, 1992) donne des valeurs d’efficacité pour
différents systèmes d’irrigation.
62
TABLEAU XIX. EFFICACITÉ DES SYSTÈMES D’IRRIGATION
Méthode d’irrigation
Efficacité de l’irrigation
À la raie
Par aspersion
Goutte-à-goutte
0.6–0.7
0.8–0.9
0.9–0.95
Exemple: Si l’on reprend l’exemple du paragraphe précédent et si l’on suppose une
efficacité du système d’irrigation égale à 0,9, on a:
Pour la 1ère irrigation: IB = 75/0, 9 = 83 mm
Pour la 2ème: IB = 20,4/0, 9 = 23 mm
Notons que l’on peut caractériser aussi une irrigation brute par le volume total d’eau V (m3)
apporté ou un débit Q [m3.s–1] qui sont deux grandeurs reliées à la lame brute IB par:
(73)
V = Q u t = A u IB
pour une parcelle de surface A (m2) et une durée t d’irrigation.
Exemple: Avec un débit de 0,27 m3/s, combien de temps faut-il irriguer une parcelle de
5 hectares pour obtenir une lame brute de 16,0 mm?:
avec l’équation (73) Ÿ t
A u IG
Q
50000 u 16 | 2963 s
270
soit environ 49 minutes.
4.7.2. Fréquence d’irrigation
Savoir quand irriguer est une préoccupation majeure pour un cultivateur. La fréquence
d’irrigation FI peut se déterminer de deux façons.
4.7.2.1. Méthode empirique
On part de l’évapotranspiration réelle ETR déduite du bilan hydrique sur le terrain (cf.
paragraphe 4.4.1) ou estimée par des modèles: Penman, Blaney-Criddle… Pour obtenir une
lame nette IN donnée, la fréquence d’irrigation FI doit alors être telle que
FI
IN
ETR
(74)
Exemple: Une culture de haricots consomme environ 4 mm par jour pendant la
floraison. Si le sol nécessite l’apport d’une lame nette de 40 mm, quelle doit être la fréquence
d’irrigation pendant cette période?:
avec l’équation (74) Ÿ FI
40 mm
4 mm.jour -1
10 jours
63
4.7.2.2. Suivi de terrain
Cette méthode est basée sur des mesures journalières effectuées sur le terrain.
Contrairement à la méthode empirique précédente, elle peut donc prendre en compte des
apports d’eau naturels par la pluie et des fluctuations locales liées au sol ou à l’état de la
culture. Après la première irrigation, la sonde à neutrons est utilisée sur un réseau de tubes
représentatifs de la parcelle pour évaluer quotidiennement le stock d’eau réel. Ce dispositif est
souvent complété par d’autres capteurs comme des tensiomètres, par exemple. Pour
déclencher l’irrigation, on se base sur l’équation (71): si la teneur en eau moyenne mesurée
approche la teneur en eau critique, on décide d’irriguer avec des lames nette et brute données
par (70) et (72), respectivement (Doorembos et Kassam, 1986; Calvache et Reichardt, 1996).
4.7.3. Évaluation des systèmes d’irrigation
Les performances d’un système d’irrigation peuvent être quantifiées par différents
paramètres: a) l’efficacité Ei déjà introduite au paragraphe 4.7.1; b) l’efficacité d’utilisation de
l’eau EU; c) l’uniformité de la distribution obtenue; d) l’efficacité de stockage de l’eau
d’irrigation par le sol. Nous allons maintenant définir ces différents critères que la sonde à
neutrons peut contribuer à évaluer.
4.7.3.1. Efficacité de l’irrigation
EI – L’efficacité de l’irrigation est le rapport entre la lame nette moyenne IN réellement
stockée dans la zone utile (zone racinaire) sur la lame brute moyenne appliquée IB:
EI
IN
IB
(75)
Exemple: Dans un champ irrigué, on applique une lame brute de 100 mm et on
détermine qu’une lame de 80 mm a été stockée. L’efficacité de l’application est, dans ce cas,
de 80/100 = 0,8 ou 80 %
4.7.3.2. Efficacité d’utilisation de l’eau
EU – Elle mesure l’efficacité avec laquelle la lame nette IN apportée est utilisée par la
plante, donc consommée sous forme d’évapotranspiration ETR. Elle s’exprime par le rapport
suivant:
EU
ETR
IN
(76)
Exemple: Une culture de haricots perd par évapotranspiration un total de 500 mm sur
tout son cycle de culture. Si 700 mm ont été appliqués, l’efficacité d’utilisation de l’eau
d’irrigation a été de 500/700 = 0,71 ou 71%.
4.7.3.3. Uniformité de l’irrigation
Différents paramètres peuvent être définis pour quantifier l’homogénéité de l’apport
d’eau par irrigation:
64
–
Pour un système d’irrigation gravitaire ou à la raie, l’homogénéité de la distribution
HD est mesurée par le rapport entre la lame d’eau moyenne Iqm infiltrée dans le quart le
moins irrigué sur la lame d’eau moyenne appliquée sur tout le champ.
HD
I qm
(77)
IN
Exemple: Si lors d’un apport par irrigation à la raie, la lame infiltrée qui correspond au
quart de la parcelle le moins irrigué a été de 30 mm et si la lame moyenne totale appliquée sur
le champ a été de 40 mm, alors: HD = 30/40 = 0,75 ou 75%
–
Coefficient d’uniformité de Christiansen CUC: Ce coefficient est calculé à partir de
l’écart type et de la moyenne S L de différentes lames d’eau stockées Si (Eq. 55)
calculées en N points de la parcelle sur une profondeur L:
N
CUC
1
¦
1
Si S L
N u SL
(78)
Exemple: Si la somme des valeurs absolues des écarts de 10 mesures du stock d’eau
d’irrigation dans un champ est de 5 mm, et si la lame moyenne stockée est de 50 mm, alors:
CUC = 1 – 5/(10 u 50) = 0,999 ou 99,9%.
–
Efficacité de stockage de l’eau d’irrigation RS: Ce paramètre est défini par:
RS
SL
T CC u L
SL
S L max
(79)
Avec:
S L : Stock d’eau moyen atteint à la fin de l’irrigation,
TCC: Teneur en eau correspondant à la capacité au champ,
L: Profondeur concernée.
RS est bien un indicateur de l’efficacité de l’irrigation puisqu’il exprime la quantité
d’eau d’irrigation qui est rentrée et qui a été effectivement stockée par le sol par rapport à la
quantité maximale que l’on pouvait espérer y mettre.
Exemple: Dans un champ irrigué, la lame moyenne stockée a été de 60 mm alors que la
quantité moyenne maximale pouvant être stockée était de 70 mm. Dans ces conditions, on
avait:
RS = 60/70 = 0,86 ou 86 %.
Tous les paramètres que nous venons d’introduire sont utiles pour évaluer et optimiser
un système d’irrigation. On a vu que leurs définitions (Eq. 75 à 79) font constamment
intervenir des stocks d’eau et/ou des teneurs en eau. Un système de mesure non-destructive
des profils de teneurs en eau dans les sols comme la sonde à neutrons est donc
particulièrement bien adapté à leur détermination et à leur suivi sur le terrain.
65
4.8. Contrôle de la compaction des sols cultivés
Les effets néfastes de la compaction des sols sont reconnus par tous. Les cultivateurs, en
particulier, sont spécialement concernés car les effets de compactage empirent avec le temps
et les rendements finissent par diminuer. De nos jours, ce problème se pose de manière
d’autant plus aiguë que l’on utilise des machines agricoles et des véhicules de transport de
plus en plus lourds. Les effets négatifs de la compaction du sol en agriculture se traduisent par
une augmentation significative des coûts de production provoqués par la nécessité de procéder
à de nouvelles opérations coûteuses comme le sous-solage. Le cas de la production de canne à
sucre au Brésil fournit un bon exemple de cette évolution conduisant à une dégradation des
sols: l’emploi d’énormes moissonneuses pour la récolte et de lourds camions de transport a
complètement remplacé les pratiques manuelles traditionnelles qui ne provoquaient pas de
compactage excessif.
Les sondes à neutrons/gamma qui permettent une évaluation simultanée de l’humidité et
de la densité du sol sont évidemment potentiellement très bien adaptées pour étudier ce type
de problèmes, tant à des fins de recherche que pour une utilisation en routine dans de grandes
exploitations agricoles.
Si l’on reprend l’exemple de la culture de canne à sucre, une des utilisations pratiques
de la sonde à neutrons/gamma est la mesure de l’état hydrique du sol et de sa densité avant les
opérations de récolte dans le but de minimiser la compaction du sol par les moissonneuses et
les camions. Une autre application pourrait être le suivi en continu de l’état de compaction du
sol afin de déterminer le meilleur moment pour pratiquer les opérations de sous-solage.
Un test préliminaire réalisé avec une sonde à neutrons/gamma de surface dans un champ
de canne à sucre au Brésil (figure 18) a démontré que cet appareillage est effectivement
suffisamment sensible aux variations de la densité du sol provoquées par la mécanisation des
opérations de récolte et de transport: voir résultats du tableau XX.
Zone
compactée par
les engins
FIG. 18. Mesure de l’effet de la compaction du sol
avec une sonde à neutrons/gamma de surface.
66
TABLEAU XX. EFFETS DE LA RÉCOLTE (COUPE) ET DU TRANSPORT
DE LA CANNE À SUCRE SUR LA COMPACTION DU SOL
Densités du sol pour différentes situations de culture (g.cm–3)
Couche
(cm)
Forêt
primaire
Culture de canne à sucre
Avant la récolte
Après la récolte
Après le transport
0–2,5
0–5,0
0–7,5
0–10,0
0–12,5
0,943
0,995
1,070
1,130
1,132
1,247
1,355
1,436
1,463
1,477
1,384
1,441
1,450
1,496
1,503
1,481
1,528
1,558
1,552
1,560
67
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70
PERSONNES AYANT CONTRIBUÉ
À LA RÉDACTION ET A L’EXAMEN
Principales contributions de
O.O. Bacchi, Universidade de Sao Paulo, CENA, Piracicaba, SP (Brésil)
K. Reichardt, Universidade de Sao Paulo, CENA, Piracicaba, SP (Brésil)
M. Calvache, Laboratorio de Suelos, Universidad Central del Ecuador, Quito (Équateur)
Critiques scientifiques
D. Nielsen, University of California, Davis (États-Unis d’Amérique)
G. Vachaud, Université de Grenoble, LTHE/IMG (France)
Éditeurs techniques/lecteurs
– Version anglaise
A. Eaglesham, Manuscript Service, Ithaca (États-Unis d’Amérique)
P.M. Chalk, Agence internationale de l’énergie atomique
– Version espagnole
S. Urquiaga, EMBRAPA, CNPAB, Seropédica, RJ (Brésil)
F. Zapata, Agence internationale de l’énergie atomique
– Version française
J.-P. Laurent, J.L. Thony et M. Vauclin, Université de Grenoble, LTHE/IMG (France)
P. Moutonnet, Agence internationale de l’énergie atomique
Coordonnateur général
F. Zapata, Agence internationale de l’énergie atomique
71
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