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Module 12 – Cours d'eau et crues - Géosciences

Module 12 – Cours d'eau et crues - Géosciences


Module 12 – Cours d'eau et crues - Géosciences

Évaluation de l'efficacité géomorphologique des crues contrôlées dans une rivière tressée à l'aide d'un modèle numérique à complexité réduite

La plupart des rivières alpines ont subi d'importantes modifications des régimes d'écoulement et de sédimentation. Ces altérations ont des effets notables sur la morphologie et l'écologie des rivières. Une option pour atténuer ces effets est la gestion du régime d'écoulement, notamment par la réintroduction des rejets formant des canaux. L'objectif de ce travail est d'évaluer les changements morphologiques induits dans le fleuve Piave (Italie) par deux stratégies distinctes de crues contrôlées, la première caractérisée par une seule crue artificielle par an et la seconde par des crues plus importantes mais moins fréquentes. Ce travail a consisté à appliquer un modèle morphodynamique bidimensionnel à complexité réduite (CAESAR-LISFLOOD) à une portée de 7 km de long, caractérisée par un motif tressé et des décharges très régulées. La modélisation numérique a permis d'évaluer les changements morphologiques pour quatre scénarios à long terme (2009-2034). Les scénarios ont été définis en tenant compte du régime d'écoulement actuel et du régime naturel, qui a été estimé par un modèle hydrologique stochastique basé sur la physique. Les changements dans la morphologie du canal ont été évalués en mesurant la largeur du canal actif et l'intensité du tressage. Une comparaison des scénarios de crues contrôlées à un scénario de référence (c'est-à-dire pas de crues contrôlées) a montré que les crues artificielles avaient peu d'effet sur la morphologie du chenal. Plus d'élargissement du chenal (13,5 %) résulte de la stratégie de crue de grande amplitude que de l'application de l'autre stratégie (8,6 %). Un changement négligeable a été observé en termes d'intensité de tressage. Les résultats indiquent que les crues contrôlées ne représentent pas une solution efficace pour la récupération morphologique dans les rivières tressées avec des régimes d'écoulement et de sédimentation fortement impactés.

Les activités humaines dans les zones riveraines (c.-à-d. barrages fluviaux et ingénierie, extraction de gravier et changement d'utilisation des terres dans le bassin versant) ont historiquement conduit à des changements notables dans les régimes d'écoulement (Gore et Petts, 1989 Poff et al., 1997, 2007 Magilligan et Nislow, 2005 Zolezzi et al., 2011 Magilligan et al., 2013 Ferrazzi et Botter, 2019) et dans l'écologique (Collier, 2002 Céréghino et al., 2004 Paetzold et al., 2008 McDonald et al., 2010 Overeem et al., 2013 Espa et al., 2015) et le fonctionnement géomorphique des systèmes fluviaux (Hicks et al., 2003 Petts et Gurnell, 2005 Melis, 2011 Ziliani et Surian, 2012 Magilligan et al., 2013 Mueller et al., 2014 Lobera et al. , 2016). La construction de barrages est désormais considérée comme une stratégie viable pour répondre aux demandes en énergie et en eau dues au changement climatique et à la croissance démographique (Banque mondiale, 2009 Lehner et al., 2011). Comme indiqué par Overeem et al. (2013), de grands réservoirs d'un volume supérieur à 0,5 km 3 interceptent à l'échelle mondiale plus de 40 % des débits fluviaux et ∼ 26 % des sédiments transportés par les fleuves, réduisant ainsi l'apport global de sédiments aux océans et entraînant généralement une érosion côtière.

Plusieurs métriques ont été développées pour évaluer l'ampleur et les tendances temporelles des altérations des régimes d'écoulement fluvial induites par les infrastructures hydrauliques (Richter et al., 1996, 1997 Martínez Santa-María et Fernández Yuste, 2008 Yin et al., 2015). De plus, de vastes efforts de surveillance des sédiments et des estimations du bilan sédimentaire ont quantifié les altérations des flux de sédiments (Surian et Cisotto, 2007 Schmidt et Wilcock, 2008 Melis, 2011 Trinity Management Council, 2014 Espa et al., 2015). Plusieurs études ont documenté les impacts hydrologiques des systèmes de barrages extensifs, en particulier dans la région alpine au cours du 20e siècle (Botter et al., 2010 Comiti, 2012 Bocchiola et Rosso, 2014). Dans l'ensemble, la modification du régime d'écoulement a entraîné des changements importants dans l'amplitude, la fréquence, le moment et la durée du débit, et les pics thermiques (Gore et Petts, 1989 Frutiger, 2004 Zolezzi et al., 2009, 2011). Les effets de la construction de barrages sur le flux de sédiments ont été évalués dans des tronçons directement touchés (Graf, 1980 Williams et Wolman, 1984 Gaeuman et al., 2005 Petts et Gurnell, 2005 Schmidt et Wilcock, 2008 Grant, 2012), ainsi que dans rivières à lit de gravier de plaine affectées par des réservoirs connectés en cascade et d'autres perturbations humaines à l'échelle du bassin (Rinaldi et Simon, 1998 Surian et Rinaldi, 2003 Bilotta et Brazier, 2008 Surian et al., 2009b Zawiejska et Wyżga, 2010 Ziliani et Surian, 2012 Scorpion et al., 2015).

Il est largement reconnu que la réduction du flux de sédiments due à la construction de barrages ou à la modification de l'apport de sédiments à l'échelle du bassin (par exemple, en raison de travaux de boisement ou de contrôle des torrents) produit des modifications du chenal, à savoir un rétrécissement, des incisions, une intensité de tressage réduite et le grossissement des sédiments du lit. Depuis les années 1970, on s'intéresse de plus en plus aux effets environnementaux des grands barrages (Turner, 1971 Vörösmarty et al., 2003). Différentes stratégies de gestion des rivières ont été adoptées pour traiter les impacts liés aux barrages en utilisant des approches structurelles, opérationnelles (par exemple Kondolf et al., 2014) ou basées sur des processus pour restaurer les flux d'eau et de sédiments (Wohl et al., 2015a). Les rejets de débit des barrages ont été régulés pour reproduire les aspects des régimes naturels (débit et sédiments), via l'augmentation ou la récupération du débit de base saisonnier (McKinney et al., 2001 Sabaton et al., 2008), en contrôlant le moment et les taux de récession des rejets (Rood et al., 2003 Shafroth et al., 2010), l'augmentation artificielle du gravier ou le contournement des sédiments (McManamay et al., 2013 Kondolf et al., 2014), les rejets de crue (Collier, 2002 Dyer et Thoms, 2006) et les hautes températures expérimentales. les rejets de flux (Melis, 2011 Olden et al., 2014). Dans d'autres cas, les stratégies de gestion se sont directement concentrées sur la récupération des caractéristiques morphologiques en supprimant les barrages (Poulos et al., 2014 O'Connor et al., 2015) ou en enlevant mécaniquement la végétation (Environment Canterbury Regional Council, 2015).

Les plans de gestion environnementale des débits visent à atténuer les ajustements indésirables du chenal dus à l'exploitation des barrages. Compte tenu du coût de ces programmes, les décideurs demandent de plus en plus à la communauté scientifique de développer des outils appropriés capables (i) d'identifier et de contrôler les facteurs d'altération des chenaux et (ii) d'évaluer l'efficacité des programmes de gestion. Les agences environnementales de plusieurs pays exigent que les opérations de barrage respectent les protocoles de libération pour atténuer les impacts négatifs sur les écosystèmes en aval (Schmidt et Wilcock, 2008 Olden et Naiman, 2010 Watts et al., 2011 Konrad et al., 2012). Bien qu'il existe des expériences empiriques réussies (Souchon et al., 2008 Konrad et al., 2011), des outils et modèles prédictifs robustes sont nécessaires de toute urgence pour prédire les réponses des canaux aux opérations de barrage et l'interruption du continuum longitudinal de la rivière (Bliesner et al., 2009 McDonald et al., 2010 Melis, 2011 Coulthard et Van De Wiel, 2013 Gaeuman, 2014).

La trajectoire évolutive de la morphologie du canal peut être évaluée à l'aide de concepts (par exemple, les modèles d'évolution des canaux - CEM, tels que décrits dans Schumm et al., 1984 Simon et Hupp, 1986 Simon, 1989), empiriques (Lane, 1955 Schumm, 1977 Rhoads, 1992) et des modèles numériques, soit des modèles computationnels-dynamiques des fluides (CFD) soit des modèles à complexité réduite (RCMs Larsen et al., 2014). Les applications précédentes des MCR sur des rivières tressées se sont principalement concentrées sur des analyses théoriques indépendantes de l'échelle (Murray et Paola, 1994), des expériences en laboratoire (Doeschl-Wilson et Ashmore, 2005 Doeschl et al., 2006 Nicholas, 2010) ou sur des rivières à lit de gravier court. (Coulthard et al., 2002, 2007 Thomas et Nicholas, 2002 Thomas et al., 2007 Van De Wiel et al., 2007). Dans cette étude, comme dans Ziliani et al. (2013) et Ziliani et Surian (2016), nous appliquons un modèle RCM aux échelles mésospatiale (i.e. 5-50 km) et mésotemporelle (i.e. 10-100 ans). En particulier, le modèle CAESAR-LISFLOOD (Bates et al., 2010 Coulthard et al., 2013) est appliqué à un tronçon tressé de 7 km de long de la rivière Piave (Italie), l'un des systèmes fluviaux les plus fortement et historiquement régulés en Italie.

Nous avons appliqué le modèle CAESAR-LISFLOOD (ci-après C-L) pour évaluer les effets morphologiques de deux stratégies de gestion des régimes d'écoulement. La première est caractérisée par des crues annuelles contrôlées avec des pics capables de transporter des sédiments, tandis que la seconde consiste en des crues moins fréquentes de plus grande ampleur (c'est-à-dire des crues avec des intervalles de récurrence de 5 ans), libérées uniquement lorsqu'un rétrécissement notable du chenal est observé dans la trajectoire évolutive. Les deux stratégies ont été développées selon deux critères principaux : (i) la maximisation de la renaturalisation du régime d'écoulement, c'est-à-dire que la durée de la crue contrôlée (FC) est conçue pour se rapprocher le plus possible des conditions naturelles, et (ii) la faisabilité de la stratégie, qui est vérifiée par le fait que le volume cumulé rejeté par an est inférieur au volume maximal dans les réservoirs en amont du bief étudié.

Cet article aborde deux questions principales : (i) l'efficacité des crues contrôlées pour la récupération géomorphique d'une rivière tressée fortement régulée et (ii) l'adéquation et la fiabilité du modèle morphodynamique de complexité réduite CAESAR-LISFLOOD pour reproduire l'évolution morphologique des grands rivières à lit de gravier à des échelles méso données. Dans la première section de l'article, nous donnons une brève description du tronçon de rivière étudié. La deuxième section présente les données disponibles, les deux modèles utilisés, le modèle morphodynamique CAESAR-LISFLOOD (Bates et al., 2010 Coulthard et al., 2013) et le modèle hydrologique (Botter et al., 2007), et les critères pour concevoir la stratégie de scénario. La troisième section présente les résultats en termes de (i) ajustements morphologiques historiques du tronçon de rivière, (ii) altérations du régime d'écoulement, (iii) l'étalonnage CAESAR-LISFLOOD et (iv) les simulations de trois scénarios de relâchement de crue contrôlée. Enfin, nous discutons de manière critique des résultats et examinons les forces et les faiblesses de CAESAR-LISFLOOD et l'efficacité des stratégies de gestion des flux étudiées.


Buts d'apprentissage

Les activités de l'unité 3 soutiennent les objectifs du module de pouvoir articuler les principes de justice environnementale en ce qui concerne un exemple de pénurie d'eau de surface. À la fin de cette unité, les étudiants devraient être capables de :

  • Reliez la topographie, les précipitations et l'écoulement des eaux de surface et leurs relations avec les bassins versants et les divisions de drainage.
  • Étudiez les relations entre les eaux de surface et la justice environnementale à l'aide des outils d'imagerie numérique de Google Earth.
  • Relier les problèmes d'iniquité environnementale aux changements causés par une mauvaise utilisation des processus d'eau de surface.

Processus qui font monter le niveau de la mer

Pour la plupart des gens, l'élévation du niveau de la mer est causée par la fonte des calottes glaciaires. Il est si facile de visualiser un glacier fondant dans l'océan. Il s'avère qu'un facteur tout aussi important est l'expansion de l'eau de mer à mesure qu'elle se réchauffe. Dans cette section, nous explorons ces différents mécanismes en détail.

Croissance et fonte des calottes glaciaires

Comment les changements absolus du niveau de la mer sont-ils causés? Comme nous l'avons vu, le moyen le plus direct passe par la croissance et la fonte des principales calottes glaciaires, comme indiqué dans la vidéo suivante.

Vidéo : NASA : Un tour de la cryosphère 2009 (5:12)

Bien que froides et souvent éloignées, les étendues glacées de l'Arctique, de l'Antarctique et d'autres endroits gelés affectent la vie de tout le monde sur Terre. Nous commençons notre tournée en Antarctique. Là où ils rencontrent la mer, des montagnes de glace se fissurent et s'effondrent. Les icebergs qui en résultent peuvent flotter pendant des années. Les banquises entourent la moitié du continent. Ils ralentissent la marche incessante des ruisseaux de glace et les glaciers comme des barrages retiennent les rivières. Mais la région est en train de changer. À mesure que les températures augmentent, nous voyons un nombre croissant d'étangs de fonte. Au fur et à mesure que cette eau de fonte lourde se fraie un chemin dans les fissures, les plates-formes de glace s'affaiblissent et peuvent finalement s'effondrer. Après douze mille ans, la plate-forme de glace Larsen B s'est effondrée en seulement cinq semaines. Au large, la glace de mer se forme lorsque la surface de l'océan gèle, poussant le sel hors de la glace. L'eau de surface froide et salée commence à couler, pompant de l'eau plus profonde et alimentant la circulation océanique mondiale. Ces courants influencent le climat mondial. La plupart des glaces existent dans les régions polaires froides, mais nous voyons des glaciers comme ceux-ci dans les Andes, partout dans le monde. La plupart diminuent. Ici, en Amérique du Nord, des millions de personnes font l'expérience de la cryosphère chaque année. Les tempêtes se déplaçant vers l'est déposent de la neige, comme des pinceaux épais. Les packs de neige des montagnes stockent l'eau. La fonte des neiges fournit les trois quarts des ressources en eau utilisées dans l'Ouest américain. Des neiges hivernales abondantes ont produit un Colorado vert en 2003, mais des conditions plus sèches l'année précédente ont limité la croissance de la végétation et augmenté le risque d'incendies. Dans les montagnes Rocheuses, il existe des plaques de sol gelé appelées pergélisol qui ne dégèlent jamais. Ces régions sont inhabituelles dans les latitudes moyennes, mais plus au nord, le pergélisol est plus répandu et continu, couvrant près d'un cinquième de la surface terrestre de l'hémisphère nord. La glace de mer varie d'une saison à l'autre et d'une année à l'autre. Les données montrent que la banquise arctique a considérablement diminué au cours des dernières décennies. Les effets pourraient être profonds. À mesure que la glace polaire diminue, plus d'eau libre pourrait favoriser un plus grand réchauffement. Plus de chauffage pourrait conduire à une fonte plus rapide, renforçant le cycle. Si cette tendance se poursuit, l'océan Arctique pourrait être libre de glace en été d'ici la fin du siècle. Ces changements dans la couverture de glace ne se limitent pas aux océans. La calotte glaciaire du Groenland contient près de 10 % de la glace glaciaire de la Terre. Les glaciers de l'ouest du Groenland produisent la plupart des icebergs de l'Atlantique Nord. Après des décennies de stabilité, le ruisseau de glace Jakobshavn du Groenland, l'un des glaciers les plus rapides au monde, a radicalement changé. La glace s'est amincie et le front s'est considérablement retiré. Entre 1997 et 2003, le débit du glacier a presque doublé pour atteindre 5 pieds à l'heure. Ce ne sont là que quelques-uns des processus cryosphériques que les satellites de la NASA observent depuis l'espace. L'observation continue fournit une perspective mondiale critique, alors que notre planète natale continue de changer de jour en jour, d'année en année, et plus loin dans le futur.

Images d'icebergs

Les vidéos suivantes décrivent la fonte des calottes glaciaires au Groenland et en Antarctique.

Vidéo : Vidéo à voir absolument de la fonte du Groenland (2009.02.20) (3:00)

Narrateur : Le glaciologue Jason Box et le physicien Basil Singer sont au Groenland pour voir s'ils peuvent sauver les glaciers de la planète. Ils veulent mesurer à quelle vitesse celui-ci fond. Jason : Le Mulan est vraiment l'épicentre de nos préoccupations. Parce que toute l'eau se dirige vers ce seul point, en mesurant les débits, nous pouvons comprendre combien d'eau va dans le glacier. Oh wow. Basilic : Ouah ! Jason : Bienvenue à l'épicentre du réchauffement climatique. C'est sans fond. Aucune lumière ne s'échappe. Narrateur : Basil s'est porté volontaire pour faire la première lecture. Basil : Revenez en arrière. Ne te penche pas vers moi, penche-toi en arrière. Cela semble extrêmement effrayant. Jason : La seule façon de savoir combien d'eau entre dans le Mulan est d'y coller nos capteurs et de faire une mesure juste là, à côté d'un puits sans fond. Basilic : L'eau tombe sur un kilomètre et demi. Vous ne voudriez pas tomber là-bas. Jason : Il n'y a pas d'échappatoire à un Mulan. Basilic : Regarde ! Chercher! Jason : Il y a juste un danger écrit dessus. Je n'aurais jamais pensé que je serais au bord de l'abîme comme ça. Basile : J'ai tellement peur. Jason : Mais l'information est si importante que nous devons en fait prendre ce risque. Faisons ces mesures et sortons du danger. Narrateur : Ils utilisent un débitmètre pour mesurer la vitesse de l'eau. Jason : Voyons à quelle vitesse l'eau se déverse dans ce trou. Basil : Donc, nous mesurons le débit maintenant. Jason : Tamponnez-le là-dedans. Basil : Whoa, c'est tellement fort. Regarde ça, whoa. Il y a tellement d'énergie ici, c'est la force de cette eau. Jason : Quelle est la vitesse ? Basil : Cela a culminé à neuf virgule quatre milles à l'heure. C'est vraiment émouvant. Cela doit être d'environ mille pieds cubes par seconde. C'est plus fondu que ce à quoi je m'attendais. Basilic : Sur une échelle de zéro à dix, quelle est la gravité de ce problème de fonte ? Jason : C'est un 11. Narrateur : En une seule journée, près de 42 millions de litres d'eau douce s'écoulent dans cette seule Mulan, et Jason pense qu'il y en a des centaines, voire des milliers d'autres, sur la calotte glaciaire du Groenland. Les données envoient un frisson dans la colonne vertébrale de Basil, et ce n'est pas du froid. À ce rythme de fonte, le Groenland perd suffisamment d'eau chaque année pour couvrir l'Allemagne d'un mètre de profondeur.

Vidéo : effondrement de la plate-forme de glace de l'Antarctique Wilkins (2:20). Cette vidéo n'est pas narrée.

Ce processus a été actif pendant une grande partie du temps géologique, sauf pendant les périodes les plus chaudes où il n'y avait pas de calotte glaciaire polaire. Si nous devions faire fondre toute la glace de l'Antarctique et du Groenland, nous verrions une élévation du niveau de la mer de près de 70 mètres (le Groenland entraînerait une élévation du niveau de la mer d'environ 6 m, l'Antarctique d'environ 60 m). Cela prendrait la fonte de l'intérieur relativement stable des calottes glaciaires qui prendra des milliers d'années pour se produire si les taux de réchauffement modernes se poursuivent sans relâche. Cependant, il y a beaucoup de choses que nous ne comprenons pas sur le comportement des zones les plus dynamiques des calottes glaciaires plus proches des bords et cela confère une grande incertitude à toute prévision de l'élévation du niveau de la mer dans les siècles à venir.

De nouvelles recherches apparaissent tout le temps qui montrent des parties vulnérables de la calotte glaciaire de l'Antarctique, en particulier ses plateaux. Les géologues sont capables d'utiliser des instruments radar pour imager la base de la banquise et le fond marin. Les plates-formes de glace font référence aux endroits où la glace recouvre l'eau de mer ou le substrat rocheux qui se trouve sous le niveau de la mer. Récemment, les glaciologues ont trouvé des endroits dans l'Antarctique occidental où le fond marin sous-jacent est beaucoup plus lisse que prévu, ce qui signifie que le glacier peut avancer facilement dans les bonnes circonstances. De plus, certains de ces endroits sont susceptibles d'être chauffés par les courants océaniques chauds à l'avenir. Nous avons présenté les preuves physiques de la fonte des glaces dans le module 2, ci-dessous des photos avant et après de l'Alaska pour vous le rappeler.

Le deuxième processus qui provoque l'élévation du niveau de la mer à l'échelle humaine est l'expansion physique de l'eau de mer due à l'augmentation de la température. Lorsque les matériaux sont chauffés, ils se dilatent et, dans le cas des océans, cela fait monter la surface de l'eau. Ce mécanisme thermique peut provoquer des changements absolus du niveau de la mer de l'ordre de millimètres et de centimètres par décennie. Il varie géographiquement en fonction de la vitesse à laquelle l'océan se réchauffe dans des endroits individuels et temporellement en fonction des variations des températures océaniques associées aux oscillations climatiques telles que El Niño. Aussi difficile à imaginer avec toute l'attention de la presse sur la fonte des glaces, mais la dilatation thermique pourrait en fait entraîner une élévation du niveau de la mer au 21e siècle.

La vidéo suivante décrit comment les satellites fournissent une image très détaillée du changement du niveau de la mer.

Vidéo : Josh Willis, expert en sciences du climat de la NASA (3:50)

Le changement global du niveau de la mer a été très intéressant l'année dernière parce que le niveau global de la mer a baissé entre 2010 et 2011. Ce n'était pas une énorme baisse, c'était d'environ cinq millimètres. Et au cours des 20 dernières années, le niveau de la mer a augmenté d'environ cinq centimètres. On parle donc d'une sorte de signal à 10 %. Mais néanmoins, c'est quelque chose que nous pouvons mesurer et c'est quelque chose qui a en quelque sorte créé beaucoup d'enthousiasme dans la communauté du niveau de la mer et les gens qui étudient le réchauffement climatique et l'élévation du niveau de la mer. L'un des outils les plus étonnants dont nous disposons, pour mesurer où va l'eau, ce sont les satellites de grâce. Il s'agit en fait d'une paire de satellites qui se poursuivent en orbite autour de la planète. Et chaque fois que l'on passe sur quelque chose de lourd, cela accélère un peu sous l'effet de la gravité. Puis, quand le second suit, il survole aussi le lourd, et il se rattrape un peu. Et en mesurant très, très précisément la distance entre ces deux choses, nous pouvons en fait peser les choses qu'elles survolent. Et ce qu'il nous dit cette année, c'est que l'océan a en fait perdu du poids. En fait, l'eau a été transférée de l'océan vers la terre ferme. Alors, qu'est-ce-qu'il s'est passé? Eh bien, en 2010, il y a eu un énorme El Niño en provenance de l'océan Pacifique, et il a été immédiatement suivi d'un La Niña vraiment, vraiment fort, l'un des plus gros que nous ayons eu depuis des décennies. Maintenant, El Niño et La Niña ont un impact important sur les précipitations, et ce qui s'est passé cette année, c'est que les précipitations qui tombent normalement sur l'océan ont été déplacées sur la terre. Et l'effet net était que l'eau a été transportée de l'océan vers la terre et cela a causé une baisse de l'élévation du niveau de la mer. Maintenant, la question est « Est-ce que cette baisse va continuer ? » et la réponse est probablement « non ». Nous savons qu'El Niño est un phénomène cyclique et nous pouvons également voir où la majeure partie de l'eau est allée. Dans ce cas, il est allé en Amérique du Sud, en Australie, en Indonésie et en Asie du Sud-Est. Les calottes glaciaires ont en fait continué à perdre de la masse. Ainsi, le Groenland et l'Antarctique ont continué à déverser de la glace dans l'océan. Mais l'effet d'El Niño a été si grand qu'il l'a submergé pendant un petit moment. L'Australie a connu d'énormes inondations l'année dernière. L'Amérique du Sud a connu une énorme sécheresse en 2010 et elle a été suivie d'inondations en 2011. Cela représente donc des mouvements massifs d'eau sur les continents et entre l'océan et la terre. Ces endroits sont proches de l'équateur, ils se trouvent à de basses latitudes. Il fait assez chaud. Ce n'est pas comme s'il s'empilait sur les calottes glaciaires. Donc, cela signifie que dans un an, peut-être deux, cette eau va retrouver son chemin dans les océans et nous allons voir le niveau de la mer recommencer à monter. En fait, les observations les plus récentes suggèrent que cela a déjà commencé. Ainsi, la perspective à long terme est certainement celle de l'élévation du niveau de la mer et du réchauffement climatique.

Dans le passé, l'élévation significative du niveau de la mer a été causée par des épisodes majeurs de volcanisme qui ont ajouté de la croûte dans les bassins océaniques et déplacé l'eau de mer vers la terre. Cela s'est produit lorsque des processus profonds à l'intérieur de la terre ont entraîné une augmentation des taux d'étalement du fond marin et des éruptions massives de plateaux sous-marins volcaniques loin de la crête. Ces processus se produisent sur des échelles de temps très longues ou géologiques et ne sont pas un facteur aujourd'hui.


Points forts du module

  • Construire leur propre compréhension du comportement des rivières grâce à l'utilisation de tables de cours d'eau et de données réelles sur le débit des cours d'eau
  • S'engager dans une activité riche en données qui est bien alignée sur les normes scientifiques de la prochaine génération (NGSS)
  • Analyser les données sur les débits et les précipitations et appliquer leurs connaissances pour informer leur communauté locale sur les risques d'inondation
  • Utilisez Google Earth pour mesurer les distances et les altitudes et calculer les gradients de cours d'eau
  • Calculer les intervalles de récurrence des crues
  • Rechercher des tendances concernant les données sur les précipitations et les débits

Attentes de rendement :

  • 5-ESS3-1 Obtenir et combiner des informations sur les façons dont les communautés individuelles utilisent les idées scientifiques pour protéger les ressources et l'environnement de la Terre.
  • MS-ESS2-5 Développer un modèle pour décrire le cycle de l'eau à travers les systèmes terrestres entraînés par l'énergie du soleil et la force de gravité.
  • Grande idée 1 : Les scientifiques de la Terre utilisent des observations reproductibles et des idées testables pour comprendre et expliquer notre planète.
  • Grande idée 5 : La Terre est la planète de l'eau.
  • Grande idée 8 : Les dangers naturels présentent des risques pour l'homme.
  • Principe essentiel 7 : Le changement climatique aura des conséquences sur le système Terre et les vies humaines.

Principes de culture scientifique de l'atmosphère développés par la communauté et reconnus à l'échelle nationale :

  • Atténuer les risques et renforcer la résilience face aux aléas naturels et anthropiques (AGI)
  • Reconnaître le signal au sein de la variabilité naturelle et communiquer l'incertitude et le risque relatif [d'inondation] (GSA)

Ces matériaux ont été examinés pour leur alignement avec les normes scientifiques de la prochaine génération. En haut de chaque page, vous pouvez cliquer sur le logo NGSS pour voir les connexions spécifiques. Visitez InTeGrate et le NGSS pour en savoir plus sur le processus d'alignement et comment utiliser les matériaux InTeGrate pour mettre en œuvre le NGSS.

NGSS dans ce module

Dans ce module, les étudiants apprennent à utiliser des données et à construire des modèles pour évaluer comment l'eau courante érode et transporte la roche, façonne les paysages au fil du temps et est capable de risques d'inondation à court terme dont les effets peuvent être caractérisés et traités. En alignant le module avec NGSS, il a été observé que les unités fournissent une base disciplinaire solide sur la compréhension du cycle hydrologique et de ses composants et flux. Il est recommandé aux enseignants qui utilisent ce module de mettre l'accent sur les aspects de la qualité et de la disponibilité de l'eau. L'ajout de quelques études de cas sur la contamination de l'eau et ses impacts sur les écosystèmes renforcerait les enjeux transversaux.

Idéal pour les cours de :

  • Introduction aux géosciences
  • Sciences de la Terre pour les futurs enseignants*
  • Sciences de l'environnement
  • Ressources en eau

Ce module est conçu pour les cours d'introduction aux géosciences qui sont conçus autour de l'apprentissage actif et du travail en groupe. Le style d'apprentissage constructiviste utilisé dans ce module est particulièrement adapté aux cours pour les majors de l'enseignement élémentaire, mais est accessible à tout étudiant d'introduction aux géosciences. Bien qu'il puisse être autonome en tant qu'unité, il fonctionnerait mieux dans un cours où il s'intègre avec d'autres unités structurées de manière similaire. Aucune connaissance préalable n'est nécessaire, bien que des suggestions soient proposées pour enseigner ce module si les étudiants ont déjà des connaissances de base en tectonique des plaques.


Charge de sédiments

L'eau qui coule dans les ruisseaux érode, transporte et dépose des sédiments. La plupart des roches et des minéraux sont beaucoup plus denses que l'eau. Une énergie suffisante dans le cours d'eau est nécessaire pour déloger les roches de la terre et les déplacer. Plus un cours d'eau coule vite, plus il a d'énergie et plus il peut transporter de gros morceaux de sédiments. Le compétence d'un cours d'eau fait référence à la taille maximale des morceaux de sédiments qu'il peut déplacer. L'eau plus rapide a une plus grande compétence et peut déplacer de plus gros morceaux de sédiments.

Le capacité d'un cours d'eau est la quantité totale de sédiments qu'il peut déplacer. La capacité dépend de la vitesse à laquelle le cours d'eau se déplace et de son débit total. Lorsqu'un cours d'eau ralentit, sa compétence et sa capacité sont réduites. Le ruisseau commence à déposer des sédiments, en commençant par les plus gros morceaux. Plusieurs facteurs provoquent le ralentissement d'un cours d'eau, notamment l'élargissement du chenal du cours d'eau, le débordement de ses rives et son extension dans une plaine inondable, la diminution de la pente du cours d'eau (pente descendante) et le déversement du cours d'eau dans un plan d'eau plus grand et plus lent.

Les cours d'eau transportent les sédiments clastiques de deux manières selon la taille des particules. Le sédiment le plus grossier est appelé charge de fond et se compose de particules trop grosses pour être suspendues dans le courant d'eau en mouvement pendant une période prolongée. Les particules de charge de fond, les plus grosses particules de sédiments transportées par un cours d'eau, passent la plupart de leur temps au fond du chenal du cours d'eau, roulant, glissant ou rebondissant en aval par à-coups. Le sédiment le plus fin est appelé charge en suspension et se compose de particules suffisamment petites pour être suspendues dans le courant d'eau en mouvement. La charge en suspension se déplace à peu près à la même vitesse que l'eau qui coule. Dans une rivière boueuse, la boue est charge suspendue


Contenu

A titre d'exemple, nous allons créer un ensemble de bassins versants avec leurs sorties de drainage exactement aux points où les cours d'eau traversent une route. Nous supposerons que nos données de départ incluent un raster d'altitude appelé "dem" et un vecteur linéaire appelé "roads". Nous créons d'abord les couches hydrologiques régulières.

Préparation

Jusqu'ici, assez simple. Il existe de nombreuses informations sur r.watershed . Je mentionnerai simplement que la valeur seuil est le nombre de cellules ce sera la taille minimale du bassin versant. Donc, si la résolution de notre raster dem est, par exemple, 10x10 mètres (chaque cellule = 100 mètres carrés), alors un seuil de 20 000 (= 2 000 000 mètres carrés) créerait des bassins versants d'au moins 2 kilomètres carrés.

Afficher les premiers résultats

Une fois le processus terminé, nous aurons trois nouvelles cartes raster : la carte de direction du flux, les cours d'eau et les bassins versants. Voyons ce que nous avons jusqu'à présent :

Déterminer les points de drainage

Maintenant, nous devons trouver tous les points où les ruisseaux se croisent. Le module v.overlay ne gère pas les vecteurs de points (indice : v.select le fait). Au lieu de cela, nous utilisons une astuce dans v.clean. Lors du nettoyage d'un vecteur de ligne, tous les points où les lignes se croisent et où aucun nœud n'existe sont considérés comme des « erreurs » topologiques et peuvent être enregistrés dans un nouveau vecteur de point. Ainsi, en fusionnant les vecteurs routes et ruisseaux, nous créons un vecteur avec des lignes (flux) croisant d'autres lignes (routes) sans nœud. Ensuite, nous exécutons v.clean et nous obtenons tous ces points d'intersection dans un nouveau vecteur.

Boucle à travers les points de sortie de drainage

Une fois que nous avons les points de croisement dans un fichier, nous exécutons simplement r.water.outlet dans une boucle pour créer un bassin versant pour chaque point de croisement. Cependant, le résultat raster de r.water.outlet a la valeur « 1 » dans chaque cellule située en amont du point de drainage et « 0 » partout ailleurs. Pour nos besoins, nous voulons patcher les rasters ensemble après avoir exécuté la boucle, nous devons donc avoir valeurs nulles à l'extérieur des bassins versants, et chaque bassin versant doit utiliser un valeur différente dans les alvéoles amont pour son point de drainage. Pour obtenir ces résultats, nous utilisons le module r.null pour définir les cellules de valeur « 0 » sur null. Ensuite, nous profitons de la fonction r.reclass pour créer un raster reclassé avec des valeurs différentes pour chaque bassin versant. Voici comment cela fonctionne pour GRASS 6 :

Et voici comment cela fonctionne pour GRASS 7 :

Combiner les bassins versants en un seul vecteur patché

Ensuite, nous rassemblons tous les rasters reclassés (bassins versants), convertissons en vecteurs et nettoyons le vecteur des bassins versants fusionnés.

Choisissez une valeur de seuil appropriée en fonction de la résolution de votre région. Avec une résolution de région de 10, chaque cellule individuelle sera de 100 m², donc choisir 150 comme seuil pour v.clean permet de supprimer ces petites zones. Un nettoyage manuel supplémentaire peut être nécessaire.

Très probablement, nous voudrons calculer la superficie de chaque bassin versant.

Et enfin, nous pouvons afficher les bassins versants et leurs valeurs de surface (vous pouvez utiliser le wxGUI):

Calcul de la superficie totale de drainage pour chaque tronçon de cours d'eau

Certains autres logiciels, tels que l'extension ArcGIS "ArcHydro" peuvent calculer la superficie totale de drainage en amont traversant chaque portée du flux. Le même résultat est obtenu dans GRASS avec quelques modules d'hydrologie et une jointure de base de données. Commencez par réexécuter la commande r.watershed comme dans la première section, mais en ajoutant un raster d'accumulation de flux en sortie :

Créez maintenant une couche vectorielle de flux (ou utilisez la couche vectorielle créée ci-dessus) avec le module r.stream.extract. Ajoutez ensuite aux colonnes de la table attributaire du vecteur pour les coordonnées du point final de chaque section du cours d'eau et pour la zone d'accumulation de flux :

Nous avons maintenant une carte vectorielle du cours d'eau avec les coordonnées X-Y du point final de chaque section du cours d'eau, et une colonne vide prête à accepter la zone de drainage en amont. L'étape suivante consiste à exporter les coordonnées du point final vers une couche de points et à utiliser le module v.what.rast pour obtenir les valeurs à chaque point de la grille d'accumulation de flux. Ensuite, le vecteur end_points aura une colonne d'attributs contenant le nombre total de pixels en amont passant par chaque point.

Ce qui suit interroge le paramètre de région actuel pour la résolution de cellule. The total number of upstream cells (from the flow accumulation raster) must be multiplied by the cell size in order to get upstream surface in map units. Finally an SQL expression updates the total upstream area to the streams attribute table, using the number of pixels from the end_points multiplied by the area of each pixel.

This leaves the accum_area column populated with values for total upstream drainage area for each stream reach.


Affaissement des terres

Like any layer in the subsurface, aquifers, and aquitards structurally support the overlying strata, and in turn, the ground level. If an aquifer is excessively pumped, water is drawn in from the surrounding aquitards. In cases where the aquitards are soft and unconsolidated, for example, composed of clays and silts, overpumping can cause these layers to fail structurally, expel much of their water, and literally collapse. When this happens, the overlying ground level can be lowered as a consequence, a process known as subsidence.

In the case of arid regions where aquifers are naturally recharged at very slow rates and where they are pumped intensively, significant subsidence can result. Some of the most drastic and best-known subsidence resulting from overuse of aquifers occurs in the San Joaquin and Sacramento Valleys of California, where the land level has subsided up to 10 meters in the last 90 years.

The San Joaquin and Sacramento rivers flow together in an area called the Sacramento-San Joaquin River Delta, an inland version of the Mississippi Delta where a series of tributary channels meander over a low-lying, flat plain. The area is an inland estuary with the Pacific Ocean on its western edge. The Delta area, as it is known, is some of the most productive farmland in the nation and provides 70% of the water supply of northern California. The water in the Delta channels has been controlled by human-made earthen levees to prevent flooding of low-lying agricultural areas as well as large developed areas including parts of the cities of Tracy, Stockton, and Sacramento. The 2600 mile long levee system has been built over more than 100 years and is beginning to suffer from the test of time. Subsidence has occurred as a result of oxidation of organic material in soils and compaction from farming, and the structures have been weakened by erosion and seepage. Areas behind the levees have subsided by up to 25 feet, placing further strain on the structures. Failure of levees has already occurred over 30 times in the last three decades, leading to substantial flooding, massive evacuation and six fatalities in Marysville in 1997.

Flooding in California due to levee breaks

Levees in the delta are maintained by the Army Corps of Engineers to withhold the strain of a 100-year flood. However, increased precipitation as a result of climate change has led some to question the Corps’ definition of the 100-year flood, and the same critics warn of catastrophic levee collapse, which could lead to massive numbers of fatalities and enormous property damage. Ultimately, what is required is a significant investment in fortifying levees to prevent this from happening.

Subsidence as a result of overpumping is actually a relatively common problem, especially in areas with rapid population growth, for example around Las Vegas, which until recently was the most rapidly growing city in the US. In Las Vegas, water use has exceeded recharge for many decades, leading to structurally controlled subsidence of up to 2 meters along pre-existing geological faults. Subsidence of some 3 meters has also occurred in the area around Houston as a result of population growth combined with extraction of large amounts of oil and gas from the subsurface.

As we will study in detail in Module 10, significant subsidence in the Mississippi Delta region around New Orleans has resulted partially as a result of over-pumping. Even along the east coast of the US in the Carolinas, subsidence, although not as severe as out west and along the Gulf Coast, has resulted from over pumping for agriculture and industry. In fact, one of the major demands on water in the Carolinas is for golf courses (see the lush grass in the photograph above), which account for about 60% of irrigation usage in some areas.

Without major changes in water usage and conservation, subsidence will continue and even accelerate into the foreseeable future.


Streams have a major role in geology. Streams sculpt and shape the earth’s surface by eroding, transporting, and depositing sediment. By eroding sediment from uplifted areas and creating landforms made of deposited sediment in lower areas, streams shape the earth’s surface more than glaciers do, more than waves on a beach do, and far more than wind does.

What Are Streams?

A stream is flow of water, driven by gravity, in a natural channel, on land. A small brook in a meadow and the Amazon River are both streams. It is interesting to watch water on a recently bulldozed construction site with a slope. At first the water saturates the ground and begins to flow downhill across the surface of the slope in a thin sheet. Soon, the water excavates small channels, known as rills, in the dirt. Rills coalesce to form larger channels. A network of streams, including tributaries, has formed. If not prevented, the channels may continue to deepen and erode soil from the construction site.

Over longer intervals of time the same processes we’ve imagined on the construction site have built systems of streams and stream valleys on the surface of the earth. Most valleys on earth are the product of streams. Streams erode dirt and rocks, transport the sediment, and redeposit it in new locations, shaping the earth’s surface into a system of stream valleys.

Streams flow downhill due to the force of gravity. The higher the hill, the more gravitational energy there is to drive the stream. Where the slopes are steepest and the hills the highest, the streams will be the most energetic and the rate of erosion will be fastest.

Drainage Area

The drainage area of a stream encompasses all the land from which surface runoff flows into that stream. A stream drainage area is also called a watershed. Boundaries between stream drainage areas are called drainage divides. What stream drainage do you live in?

Stream Order

It is common for one stream to flow into another. The smaller of the two streams is a tributary of the larger stream. A stream with no tributaries is a first order stream. A stream with only first-order tributaries is a second order stream. A stream that has any second-order tributaries and none higher is a third-order stream, and so on. The Mississippi River is a tenth order stream, one of the highest order streams on earth. As more and more tributaries join together a larger stream network is formed and the master stream, the highest order stream in the system has a discharge that is the sum of all the tributary discharges. When flooding occurs, higher order streams take longer to build up to flood stage than lower order streams and longer for the flood to subside.

Drainage Patterns

A stream system that includes multiple tributaries exhibits a distinct drainage pattern as seen on a map. The drainage pattern depends on the rock types and geologic structures underlying the stream system. Some types of rock are harder and more resistant to erosion than others. If the geology underlying a stream system is fairly uniform—rocks equally resistant to erosion in all directions—a dendritic drainage pattern will develop, as shown in figure 1. A dendritic drainage pattern is the most common type.

If a region is underlain by layered formations of rock that have been folded, and the layers have different degrees of resistance to erosion, the stream valleys will tend to follow the layers of less resistant rock, and the layers of harder rock will become ridges. This results in a trellis drainage pattern, as show in figure 2.

In some places the geology consists of a single type of rock that is resistant to erosion but the rock contains sets of parallel joints where it erodes more easily. The sets of joints typically intersect each other at high angles. As stream valleys develop in the joint system a rectangular drainage pattern develops, as shown in figure 3. The stream valleys will bend sharply where they switch from following one joint set to another.

Streams will radiate in all directions from the center of a broad, high-elevation area, such as a composite cone. This is known as a radial drainage pattern.

Graded Profile

Because streams erode more and remove more sediment where the stream gradient is higher, and deposit more sediment where the stream gradient is lower, a stream will develop a graded profile as shown. The graded profile shows how the elevation of the stream changes along the length of the stream, from its beginning at the highest elevation to its base level where it ends at the lowest elevation it reaches.

A graded profile starts with a steep slope at the beginning of the stream and tapers to a gentle slope at the base level of the stream. Imagine a hiker following a stream up to its beginning and tracking her progress on a topographic map. She starts out where the stream valley is low and wide and the gradient is gentle so the hiking is easy. As the day goes on, the going gets steeper as she approaches the stream source. Checking the topographic map, she sees that the contour lines are much closer together than they were earlier in the day and farther down the valley. As she approaches the small lake on the side of the mountain where the stream begins, the slope is so steep that nearly loses her footing. She has experienced for herself a typical stream profile that steepens from near the base-level to the origin of the stream.

Lakes and waterfalls are temporary features in a stream drainage. If a lake forms the stream feeding it will slow down and deposit sediment until the lake has been filled with sediment. Where a waterfall forms the energy of the stream going over the waterfall is high will erode the base of the waterfall, causing the waterfall to retreat upstream until a graded profile is established.

Stream Discharge

The amount of water flowing through a stream and speed at which it is moving is expressed as the discharge of the stream. Discharge is measured by multiplying the cross-sectional area of a stream by the average speed of water through that cross-section. Multiplying the area of the cross-section by the average speed of the water results in units of volume/time. For example, if a stream has a cross-sectional area of 150 square feet (ft 2 ) and is moving at an average speed of 10 feet per second (ft/s), multiplying the area and the speed results in a discharge of 1,500 cubic feet per second (ft 3 /s).

Sediment Load

The water flowing in streams erodes, transports, and deposits sediment. Most rocks and minerals are much denser than water. Sufficient energy in the stream is required to dislodge rocks from the earth and move them. The faster a stream flows, the more energy it has and the larger pieces of sediment it can transport. Le competence of a stream refers to the maximum size of the pieces of sediment it can move. Faster-moving water has greater competence and can move larger pieces of sediment.

Le capacité of a stream is the total amount of sediment it can move. Capacity depends on how fast the stream is moving and its total discharge. As a stream slows down, its competence and capacity are reduced. The stream starts to deposit sediment, beginning with the largest pieces. Several factors cause a stream to slow down, including the stream channel widening, the stream overflowing its banks and spreading into a floodplain, the stream gradient (downhill slope) diminishing, and the stream emptying into a larger, slower moving body of water.

Streams transport clastic sediment in two ways depending on the size of the particles. The coarser sediment is called bed load and consists of particles too large to be suspended in the moving current of water for an extended length of time. The bed load particles, the largest particles of sediment transported by a stream, spend most of their time on the bottom of the stream channel, rolling, sliding, or bouncing downstream in fits and starts. The finer sediment is called suspended load and consists of particles small enough to be suspended in the moving current of water. Suspended load moves at about the same rate as the flowing water. In a muddy river, the mud is suspended load

Plaines inondables

Streams build floodplains through a combination of erosion and deposition at lower gradient stretches of stream valleys. Although a floodplain has a general downhill slope consistent with the overall stream gradient, a floodplain is relatively flat.

Floodplains are filled with sediments spread by the stream. These sediments are known as alluvium. Because alluvium is loose material that is easy for the stream to erode and redeposit, the location of a stream channel in a floodplain changes frequently.

Meanders

A stream running down a slope, even the gentle slope of a floodplain, will seldom follow a straight path for very long. Depending on the distribution of sediments and turbulence of the stream, one side of the channel may erode more easily than the other. The stream will migrate toward the area undergoing erosion, developing a curve in that direction. Once the stream channel has begun to curve, the energy of the water is concentrated on the outside of the curve.

The diagram shows a stretch of stream channel with a significant bend, also known as meander. The blue line shows how erosive energy is concentrated along the outside of each bend in the stream. As erosion occurs on the outside bank of a meander, deposition occurs on the inside bank where the water slows and drops sediment.

The diagram below shows two well-developed meanders that have formed in a stream. Along each meander, the outer stream bank that is being cut into by erosion is called a cut bank. The inner bank, which has grown by accretion of deposited sediment, is called a point bar.

In a stream, meanders enlarge and migrate downstream because the stream continually erodes its cut banks and grows its point bars. The diagram below shows the enlargement and downstream migration of a meander in a stream channel. As the meander is enlarged, its neck gets narrower. Eventually, the stream may cut through the neck of the meander, either as a result of gradual erosion and channel migration, or abruptly during high water and flooding. Once the stream has cut through the neck of the meander, the openings get filled with sediment dropped by water that slows down as it enters from the main stream. The sediment deposits will separate the cut off meander from the river channel and turn it into an oxbow lake. As the years go by, the oxbow lake will eventually be completely filled in with sediment because it is a low spot on the floodplain where any water that enters, such as during flooding, will come to a standstill and deposit its sediment load.

Entrenched Meanders

Typical meandering stream channels flow through broad flood plains full of alluvial sediment. However, in some situations meanders may cut directly into bedrock. A meander that has cut into bedrock is known as an incised or entrenched meander. In contrast to meanders in alluvium that erode and migrate rapidly or get cut off at the neck abruptly, entrenched meanders are relatively fixed. This is because entrenched meanders are walled in by bedrock on both sides and have little floodplain to easily erode and redeposit.

Entrenched meanders form as a result of tectonic uplift of the stream drainage area. The uplift increases the gravity-driven energy of the stream causing it to incise rapidly down through the flood plain alluvium into the bedrock beneath. Entrenched meanders are striking landscape features because they are unusual and they provide strong evidence of tectonic activity in a region. Classic examples of entrenched meanders include the Goosenecks of the San Juan River, which are incised in the Colorado Plateau east of the Grand Canyon, and a stretch of the Yakima River with entrenched meanders, which are incised in a recently uplifted ridge of basalt in the Columbia Plateau of eastern Washington state.

Braided Streams

Rather than a single channel, some streams have multiple channels that weave in and out of each other forming what is known as a braided stream. Braided streams are associated with excessive amounts of sediment entering a stream system. Valleys draining alpine glaciers are common settings for braided streams. The glaciers deposit more sediment into the meltwater stream system than a stream of that discharge has capacity to transport in a single channel system. Braided stream systems are indicators that there is an additional source of sediment in the system besides the stream itself. Sources of excess sediment that lead to braided streams include glaciers, eruptions of pyroclastic material by volcanoes and landslides.

Flooding and Flood Frequency

Streams flood. Flooding is a normal part of stream behavior. The rate at which streams erode, transport, and deposit sediments greatly increases during flooding. A flood occurs when the water depth in a stream exceeds the depth of the stream channel and spreads beyond the stream channel onto the surrounding land. When a stream completely fills its channel it is said to be at bankfull stage. When a stream surpasses bankfull stage it is said to be in flood. When the flood spreads widely enough to cause property damage, a stream is said to be at flood stage.

Different streams have different flood behaviors. Some rivers tend to have an annual flood associated with a rainy season or snowmelt season in the higher part of the drainage area. Some streams only flood sporadically, often with years between floods. In the United States all the larger streams have their flow measured at gaging stations that are installed and monitored by the US Geological Survey. Records of stream flow must be kept for at least 30 years to be statistically valid. The likelihood of a flood of a specified magnitude occurring on a stream in a given year can be calculated from the stream flow data. The magnitude of a flood that has a 1 out of 100 chance of happening in a given year—also known as the 100-year flood—is calculated for a stream from it record of stream flow. The 100-year flood magnitude, and maps that show what would be covered by a 100-year flood, are key elements in granting permits for land use and building construction in floodplains.

Low order streams may flood rapidly during or immediately after heavy rainfall. Such rapid floods are called flash floods. Flash floods are often unpredictable. If a river drains through a canyon from a high elevation area, people may be walking along a stream in the canyon in the sunshine and not realize that a thunderstorm is occurring at the stream’s source. They may be surprised by a flash flood sweeping through the canyon. A slow building flood on a higher order stream can usually be predicted because major streams are monitored and it takes longer for water from heavy rainfall or rapidly melting snow to move through the higher order stream system. Floods on the highest order streams, such as the Mississippi River, may take several weeks to crest and subside.

Changes to the land in the drainage area of a stream, such as the addition of buildings and roads, can change how a stream floods. Buildings and pavement that cover the ground prevent infiltration and cause increased surface run off. Increased stream runoff means smaller amount of rain will cause the stream to reach flood stage than before the alterations to the land. The stream will flood more frequently. For the same amount and rate of rainfall that caused flooding prior to building, the stream will reach flood stage quicker and the flood will be deeper. The diagram below shows the flood response of a stream to a given amount of rainfall before and after the stream drainage area was urbanized by removal of forest and addition of buildings and roads. After urbanization, the stream reaches its peak flood level quicker and rises to a higher level than before urbanization. Unless countermeasures are engineered and installed, an urbanized area will flood more frequently and severely than the same area when it was forested.

Alluvial Fans

At the location where a stream reaches its base level, it slows down and deposits nearly all of the sediment it is carrying. A stream that comes down a canyon and enters a flat valley or plain builds a fan shaped deposit of sediment known as an alluvial fan. Alluvial fans are built mostly during flash floods. Alluvial fans are easy to recognize in arid areas but they form in wetter climates as well.

The diagram in figure 11 shows in cross-section how an alluvial fan develops over time as sediment is eroded from higher elevation and deposited on the adjacent lower elevation plain.

Deltas

Deltas are important landforms to civilization. They provide fertile soils, flat land, and water for agriculture, as well as river channels for transportation.

A delta is a landform composed of sediment deposited where a stream enters a larger, slower moving body of water, such as an ocean, a lake, or a larger river. The term delta comes from the triangular shape of the Greek letter delta (Δ). Ancient Greek geographers recognized the triangular shape of the land created by the Nile River where it emptied into the Mediterranean Sea and gave the name delta to that landform. The Nile River delta is one of several types of deltas that are defined by the predominate processes that shape them. The Nile delta is a wave-dominated delta. Waves of the Mediterranean Sea have pushed and distributed sediment along the coast, flattening the seaward side of delta.

The Mississippi River delta is an example of a stream dominated delta. Deposition of sediments has built the delta into the Gulf of Mexico faster than waves or tides could redistribute the sediment. As commonly occurs in a delta, the Mississippi River splits in the downstream direction into several branches that discharge across the delta into the Gulf of Mexico. These branches are known as distributaries. The mouth of each distributary has built part of the delta farther out into the Gulf of Mexico forming what is known as a bird’s foot delta, another name for a stream dominated delta based on the way it looks on a map.

The Ganges River delta is a tide dominated delta formed from sediment eroded from the Himalaya Mountains, the largest mountain range in the world. The mouth of the Ganges River is at the northern end of the Bay of Bengal, a large embayment of the Indian Ocean. The shape of this large bay has a magnifying effect on the tides. The combination of strong tides and the consistently high discharge from a river caring a large sediment load create a branching pattern of distributaries, in effect a braided stream system across the delta.

Deltas are lowlands that lie barely above sea level and are at high risk of being submerged under water. There are several ways in which deltas can be inundated by rising water. Floods coming down the river can cover a delta. Marine deltas can be subject to storm surges when extreme winds raise sea level along the coast and push ocean water inland. In the last several decades a new risk of submergence has arisen for marine deltas. Many marine deltas are undergoing gradual submergence as global sea level rises.


Module streams

Module streams are filters that can be imagined as virtual repositories in the AppStream physical repository. Module streams represent versions of the AppStream components. Each of the streams receives updates independently.

Module streams can be active or inactive. Active streams give the system access to the RPM packages within the particular module stream, allowing installation of the respective component version. Streams are active either if marked as default or if they are explicitly enabled by a user action.

Only one stream of a particular module can be active at a given point in time. Thus only one version of a component can be installed on a system. Different versions can be used in separate containers.

Each module may have a default stream which usually provides the latest or recommended version of the component. Default streams make it easy to consume CentOS packages the usual way without the need to learn about modules. The default stream is active, unless the whole module has been disabled or another stream of that module enabled.

Certain module streams depend on other module streams. Par exemple, le perl-App-cpanminus, perl-DBD-MySQL, perl-DBD-Pg, perl-DBD-SQLite, perl-DBI, perl-YAML, et freeradius module streams depend on certain perl module streams.

Le postgresql module provides the PostgreSQL database versions 9.6 and 10 in the respective streams 9.6 et 10. Stream 10 is currently the default one. This means that the system will attempt to install the postgresql-10.6 package if asked for postgresql.

For more information about modular dependencies, see Modular dependencies and stream changes.


Voir la vidéo: Cours deau en crue