1Le rio Ibirapuitã, sous-affluent de l’Uruguai, a été choisi comme exemple comparatif pour étudier les rapports entre la pluviosité et l’écoulement dans la région considérée, parce que son bassin est entièrement situé dans la dépression transversale qui borde au Sud le plateau brésilien et présente des conditions homogènes de relief, de sol, de climat et de végétation, parce qu’aussi nous disposons, pour cette rivière, d’une série de mesures de débits particulièrement précises, à la station d’Alegrete.

2Elles ne portent que sur neuf années, de 1941 à 1949 ; les stations pluviométriques proches du bassin, ne sont, d’autre part, assez nombreuses, qu’à partir de 1943. Nous n’avons donc pu travailler que sur une période de six ans, de 1943 à 1949. C’est notoirement insuffisant pour dégager des moyennes valables ; mais notre but, dans l’étude de ce petit bassin, est autre : nous avons cherché à analyser quelles étaient les variables qui se cachaient derrière les moyennes, quels étaient les rapports élémentaires entre la pluviosité et l’écoulement et quels étaient leurs modes d’association au cours des saisons et des années, dans ce domaine climatique complexe du Sud du Brésil.

I. Les conditions de l’écoulement

A. Un bassin homogène

3Le bassin qui s’allonge du Sud au Nord, en forme de poire, sur une longueur d’environ 150 kilomètres, avec une superficie de 5.850 kilomètres carrés, correspond dans son ensemble à une zone de basses collines dont les altitudes ne dépassent guère 300 mètres en amont et n’atteignent pas 200 mètres en aval (hors-texte I). Le sous-sol basaltique est recouvert d’un manteau de décomposition de 2 à 5 mètres d’épaisseur. Les rivières coulent en général au niveau de la plaine, mais parfois, pourtant, elles s’encaissent ; la rivière principale notamment, entaille la plaine à la chute de São Diogo et à Alegrete où les berges ont plus de 15 mètres de hauteur (fig. 13).

4Le profil longitudinal de l’Ibirapuitã, concave dans l’ensemble, n’est pas régularisé dans le détail ; il est affecté principalement d’une zone de rapides avec chute à São Diogo, à 60 kilomètres de la source. En amont de cette chute, la pente moyenne est assez forte, 2,9 mètres par kilomètre, tandis qu’en aval elle n’est plus que de 0,27 mètre par kilomètre (fig. 13).

B. Facteurs climatiques

5Nous disposons, pour la période considérée, de quatre stations météorologiques situées aux quatre points cardinaux, sur les bords du bassin ; pour chacune d’elles nous avons réuni les chiffres journaliers de la pluviosité ; il a été impossible de pousser l’analyse plus loin et de rechercher les durées réelles des averses au cours de la journée. Toutes les données pluviométriques utilisées ont été calculées en faisant, pour le bassin, la moyenne compensée des hauteurs de pluie de ces quatre stations.

6La quantité moyenne annuelle de pluie qui tombe sur le bassin ne dépasse pas 1.270 millimètres. Durant les six années d’observation, l’année la plus sèche a reçu 1.135 millimètres ; l’année la plus pluvieuse, 1.435 millimètres.

7La répartition saisonnière des pluies est conforme au schéma général valable pour tout le Sud du Brésil. Elle permet de distinguer trois saisons de pluies qui correspondent à trois maxima d’intensité différente.

8Dans la saison janvier-février, le maximum de janvier est suivi d’une brusque diminution en février. Il varie de 90 à 285 millimètres et se manifeste en cinq des six années considérées. L’année 1945 fait exception avec une grande sécheresse de janvier (15 mm), à la place du maximum.

9Pendant la saison mars-août, la courbe des moyennes mensuelles des six années ne fait pas apparaître un nouveau « clocher » mais une courbe étale, pendant les mois de mars, avril, mai, juin et juillet, avec une brusque diminution en août, qui marque la fin de cette deuxième saison. Ces valeurs moyennes cachent, en fait, l’existence d’un maximum qui varie d’un mois à l’autre selon les années.

10La saison septembre-décembre possède le maximum le plus fort ; il se place tantôt en octobre, tantôt en septembre, tantôt en novembre.

11Ces pluies tombent en moyenne pendant 80 jours par an, soit 15 millimètres par jour de pluie, mais derrière cette moyenne se cachent des valeurs très diverses : le maximum journalier a atteint 110 millimètres, ce qui est considérable pour une plaine.

12La moyenne annuelle des températures est de 19° : les quatre saisons thermiques sont nettement marquées : pendant la saison chaude qui groupe les mois de novembre, décembre, janvier, février et mars, la moyenne atteint 24° : dans la saison froide de juin, juillet et août, elle ne dépasse pas 12,9° ; elle se trouve à 17,5° pour les deux saisons intermédiaires d’avril-mai et de septembre-octobre. Pour étudier les influences de la température sur les phénomènes hydrologiques, nous envisagerons donc trois périodes : hiver, été, groupe des deux saisons intermédiaires.

13Avant de confronter les données climatiques générales avec les caractéristiques moyennes des débits de la rivière, il a semblé intéressant d’analyser d’abord les rapports élémentaires entre la pluviosité et l’écoulement au cours d’une période particulière de pluie, les corrélations générales n’étant finalement que le résultat des différents rapports élémentaires, en fonction de la fréquence de chacun.

II. Rapports élémentaires entre la pluviosité et l’écoulement

14Lorsqu’une chute de pluie tombe sur un bassin, la totalité de l’eau qui ne s’évapore pas n’arrive pas immédiatement à la rivière. Tandis qu’une partie plus ou moins importante lui est fournie rapidement et provoque un clocher dans la courbe des débits, le reste s’infiltre dans les sols et n’est rendu que lentement à la rivière par le jeu des écoulements souterrains. Faute d’études et de mesures relatives à ces derniers, nous ne pourrons les estimer qu’indirectement ; aussi parlerons-nous du « comportement de la nappe », sans pouvoir détailler le rôle et la nature de chaque écoulement souterrain. Nous nous contenterons donc d’analyser deux séries de rapports dans leurs variations selon les saisons thermiques : ceux qui ont trait au comportement de la nappe, c’est-à-dire à l’écoulement lent ou profond entre le point de chute de la pluie et la rivière ; ceux qui caractérisent l’écoulement rapide ou subsuperficiel1 de l’eau de pluie vers celle-ci. Cet écoulement ne se confond pas avec le ruissellement : il correspond à la fois au ruissellement subaérien et à l’alimentation souterraine rapide par les sols gorgés d’eau ; il se traduit par un clocher dans la courbe des débits journaliers.

15D’autre part, nous le verrons, la nappe ne fournit, en moyenne, que 1,1 l/sec/km² soit 35 millimètres, par an, environ. Comme il n’y a pas d’augmentation notable du débit de la nappe, d’une année à l’autre, on peut penser que cette valeur équivaut à la quantité d’eau infiltrée qui est rendue lentement à la rivière, durant chaque année. Avec cette marge d’erreur, relativement faible, l’efficacité directe des périodes de pluies, calculée à partir de l’écoulement rapide, peut donc nous renseigner sur leur efficacité réelle.

A. Le comportement de la nappe

16Dans le cadre de chaque saison thermique, nous avons construit les courbes de tarissement des périodes sans pluies ; il en ressort les résultats suivants :

1. En été, toutes les courbes de tarissement convergent plus ou moins rapidement vers la valeur 5 m³/sec. Même pendant la plus longue sécheresse d’été, où il n’y a pas eu de pluies notables pendant plus de quarante jours consécutifs, les débits ne sont pas descendus au-dessous de 4,2 m³/sec. On peut donc estimer que, sauf événement extraordinaire, la nappe fournit 5 m³/sec, en été, soit 0,88 l/sec/km² (fig. 14).
2. Pour l’hiver, nous ne disposons que de deux courbes de tarissement, mais elles convergent précisément vers la valeur 8 m³/sec. On peut donc penser que la nappe fournit ce débit, en cette saison, soit 1,36 l/sec/km² (fig. 15).
3. Pendant les saisons intermédiaires, les courbes ne se recouvrent pas exactement. Elles convergent vers une zone comprise entre 6 et 7 m³/sec. La nappe fournit donc en moyenne un débit de 6,5 m³/sec, soit 1,11 l/sec/km² (fig. 16).

17Cette connaissance du comportement de la nappe dans les différentes saisons thermiques permet de calculer, pour chaque période de pluie, la part de l’écoulement rapide, Le reste étant soit perdu par évapotranspiration, soit rendu lentement à la rivière par la nappe.

B. L’efficacité directe des périodes de pluie

18L’unité de calcul n’est pas la chute de pluie, mais le clocher formé dans la courbe des débits journaliers par une chute ou une suite de chutes de pluies trop peu espacées pour provoquer une dent de scie dans la courbe des débits ; nous appellerons cette unité de calcul une période de pluie.

19Les conditions idéales de calcul sont remplies lorsque le clocher de la courbe des débits part de la valeur minimum (débit de la nappe), et redescend jusqu’à cette même valeur. Il suffit alors de calculer la différence entre le volume total d’eau écoulée, pendant cette période, et le volume qu’aurait fourni la nappe s’il n’y avait pas eu de pluies ; le volume d’eau net représente l’écoulement rapide dû à la chute de pluie. Confronté avec le volume d’eau fourni par celle-ci, il permet de calculer son efficacité directe, par le coefficient d’écoulement rapide (Cr) et la valeur du déficit de l’écoulement rapide (Er).

20Lorsque le point de départ du clocher de la courbe des débits ou le point d’arrêt de la redescente ne coïncidaient pas avec le débit de la nappe, nous avons reconstruit les parties manquantes du clocher à l’aide des courbes de tarissement de la saison thermique correspondante. Lorsque le point de départ était plus élevé que le débit de la nappe, nous avons reconstruit la dernière partie de la redescente du clocher précédent et déduit du volume d’eau écoulé, calculé selon la méthode précédente, la quantité qui appartenait en fait à la chute de pluie précédente. Lorsque le point d’arrêt était plus élevé que le débit de la nappe, nous avons prolongé la courbe de redescente et ajouté la quantité d’eau correspondant à ce prolongement.

21Le calcul précédent a été fait pour une soixantaine de clochers répartis dans les différentes saisons thermiques. L’examen des résultats montre que le coefficient et le déficit de l’écoulement rapide ne varient pas directement avec la quantité totale de pluie mais avec son intensité journalière que nous avons essayé d’évaluer indirectement. Deux facteurs viennent compliquer encore ces rapports : la température et le débit de la rivière au commencement de la pluie. Ce dernier facteur traduit indirectement le degré de saturation du sol, puisqu’il dépend avant tout de la date des dernières pluies ; il influe aussi par la vitesse d’écoulement.

22Pour étudier plus précisément ces facteurs de variation nous avons fait des graphiques par saison thermique. Cela élimine, en gros, le facteur température qui apparaît en comparant les graphiques. Sur ces graphiques, les points ont été représentés par des signes qui indiquent la valeur du débit, au début du clocher. Nous avons distingué trois cas : débit-départ au minimum (valeur du débit de la nappe), débit compris entre le minimum et l’abondance ordinaire (50 % des débits classés), débit supérieur à l’abondance ordinaire.

23Nous avons fait un graphique pour la variation des coefficients et un autre pour celle des déficits, ces deux valeurs étant placées en ordonnées. En abscisses, nous avons mis l’intensité journalière moyenne de la période de pluie considérée (Pj), c’est-à-dire la quantité totale de pluie rapportée non pas au nombre de jours de pluie, mais au nombre de jours d’écoulement depuis le premier jour de pluie jusqu’à la fin de l’influence directe de celle-ci sur la rivière, c’est-à-dire jusqu’au moment où le débit atteint de nouveau la valeur correspondant à l’alimentation par la nappe. Il n’est pas possible, en effet, de calculer l’intensité réelle de la pluie puisque nous ne disposons que du total journalier sans savoir pour chaque journée les heures réelles de pluie. Cette lacune est une cause d’erreur ; jointe aux facteurs secondaires dont nous n’avons pas pu tenir compte — humidité de l’atmosphère, par exemple — cette inconnue provoque des anomalies secondaires dans la répartition des points sur le graphique. De ce fait, il est sans doute vain de chercher des courbes précises de variation du coefficient ou du déficit de l’écoulement rapide par rapport à l’intensité des pluies. Nous pourrons seulement dégager des tendances en fonction des groupements de points empiriquement observés sur les graphiques. Nous avons de même rapporté les déficits au nombre de jours d’écoulement, pour construire le graphique.

1° Variations pour chaque saison thermique

a. Variations en été (fig. 17)

24Les graphiques des variations du coefficient et du déficit de l’écoulement rapide en fonction de l’intensité moyenne des pluies font apparaître avant tout la grande importance du débit-départ.

25Lorsque la pluie survient à un moment où la rivière est à son minimum (alimentation par la nappe) il faut une intensité journalière moyenne de plus de 3 millimètres de pluie pour que les coefficients d’écoulement rapide deviennent notables (supérieurs à 5 %) et que les déficits s’écartent de la droite y = x (déficit = pluviosité). Quand l’intensité de la pluie est supérieure à 3 millimètres par jour d’écoulement, les coefficients augmentent en fonction d’elle, mais nous ne disposons que de deux points au-delà de 3,5 millimètres. Pour une intensité de 4,3 millimètres le coefficient atteint déjà 25 % ; pour une intensité de 7,1 millimètres, il ne dépasse pas 27 %. Cela ne veut pas dire en fait qu’à partir d’un certain seuil les coefficients deviennent à peu près stables : la différence entre les deux résultats provient de la cause d’erreur signalée antérieurement dans l’expression de l’intensité de la pluie : dans le premier cas il n’y a eu qu’une période de pluie courte et brutale ; dans le second cas plusieurs périodes successives de grosses pluies, suffisamment rapprochées pour ne provoquer qu’un clocher dans la courbe des débits, mais suffisamment espacées pour donner un coefficient moins fort que dans le premier cas.

26La courbe de variation des déficits devrait donc laisser la valeur correspondant au coefficient 25 % à sa droite et la valeur correspondant au coefficient 27 % à sa gauche, à partir des points qui commencent à se détacher de la droite Y = x. Dans ces conditions, on peut dire qu’avec une intensité moyenne journalière de pluie de plus de 3 millimètres les déficits de l’écoulement rapide varient, approximativement, autour de la droite Er = 0,7 Pj + 0,7. Cette relation semble valable jusqu’à une intensité de pluie de 7,1 millimètres. Le déficit journalier moyen atteint alors 5,4 millimètres (dernier point connu). Il est peu probable que la relation reste valable pour des intensités de pluie supérieures, car 5,4 millimètres représentent la valeur moyenne de l’évaporation potentielle de cette saison. En fait, même entre 3 et 7,1 millimètres d’intensité journalière de la pluie, la courbe de variation du déficit n’est pas une droite, puisque le déficit varie en fonction de la pluie et en fonction inverse du coefficient et que le coefficient lui-même augmente en fonction de la pluie : dans les limites de l’observation, pourtant, l’augmentation du coefficient est moins rapide que l’augmentation de la pluie ; la courbe réelle est donc très faiblement incurvée : par suite des erreurs déjà signalées, la tendance du déficit par rapport à la pluviosité peut donc être exprimée par une droite, ou mieux un faisceau de deux droites, si les points sont assez nombreux, mais cette tendance n’est valable qu’entre deux valeurs extrêmes de l’intensité journalière moyenne de la pluie.

27Dès que, pendant l’été, les débits de départ sont au-dessus du minimum, les coefficients deviennent plus forts. Lorsque la rivière a des débits moyens, compris entre 10 et 25 m³/sec, les coefficients deviennent notables (10 %) à partir d’une intensité de pluie de 1,5 millimètre et atteignent 20 % pour une intensité de 3,5 millimètres sans que l’augmentation du coefficient en fonction de la pluie soit régulière entre ces deux valeurs. Les déficits correspondants augmentent en fonction de l’intensité de la pluie, mais moins vite qu’elle : les points se localisent dans un faisceau limité par les droites Er = 0,7 Pj + 0,55 et Er = 0,7 Pj + 0,30.

28Lorsque la rivière est déjà en hautes eaux avant la pluie, il suffit d’une intensité de 0,75 millimètres par jour pour que les coefficients atteignent 15 % ; ils augmentent très vite en fonction de la pluie : 2,5 millimètres suffisent pour qu’ils soient aux alentours de 50 %. Entre ces valeurs de l’intensité de la pluie, les déficits n’augmentent donc que lentement en fonction de celle-ci : les points se localisent entre les droites Er = 0,5 Pj + 0,4 et Er = 0,5 Pj + 0,1.

b. Variations du déficit et du coefficient de l’écoulement rapide pendant les saisons thermiques intermédiaires (fig. 18)

29Les six points dont nous disposons ne permettent pas de tirer des conclusions précises des variations du coefficient et du déficit lorsque le débit-départ est au minimum : notons seulement qu’il suffit d’une intensité de pluie de 2 millimètres pour que les coefficients soient aux alentours de 5 % et qu’à partir d’une intensité de 3 millimètres, ils augmentent plus vite et que par conséquent les déficits se détachent de la droite y = x.

30Lorsque le débit-départ se situe en eaux moyennes, il suffit d’une intensité de pluie de 1 millimètre pour que les coefficients deviennent notables, puisque, pour des intensités légèrement supérieures à cette valeur, ils varient entre 15 et 25 %. Les déficits se détachent nettement de la droite y = x dès que l’intensité de la pluie atteint 1,5 millimètre ; les points se localisent entre les droites Er = 0,6 Pj + 0,5 et Er = 0,6 Pj + 0,2.

31Lorsque la chute de pluie a lieu sur une rivière en hautes eaux, les coefficients deviennent rapidement très élevés : une intensité d’un millimètre suffit pour donner des coefficients de 40 à 50 % et ils continuent à augmenter avec l’intensité de la pluie. Lorsque celle-ci est comprise entre 0,65 et 4 millimètres, les déficits augmentent en fonction d’elle selon des relations comprises entre Er = 0,33 Pj + 0,25 et Er = 0,33 Pj + 0,05. A partir d’une intensité de 4 millimètres, nous disposons de trois points ils sont nettement en dessous du faisceau et permettent de voir que la courbe de variation des déficits s’infléchit à partir de cette valeur, et que ceux-ci tendent à rester stables quelle que soit l’importance de la pluviosité.

c. Variations en hiver (fig. 19)

32Deux exemples ne nous donnent que des renseignements fragmentaires lorsque le débit-départ est au minimum : nous voyons seulement que pour une intensité de pluie de 2 millimètres le coefficient est déjà notable (12,5 %) et que pour une intensité de 3,6 millimètres il atteint 20 %.

33Avec des débits-départs moyens, il suffit de 0,5 millimètre de pluie journalière pour que les coefficients dépassent déjà 10 %. Les variations des déficits s’inscrivent à l’intérieur des droites Er = 0,5 Pj + 0,35 et Er = 0,5 Pj + 0,15.

34Pour les débits-départs de hautes eaux, les coefficients sont toujours très élevés : ils dépassent 50 % pour une intensité de pluie d’un millimètre seulement. Les déficits varient dans les limites des relations Er = 0,25 Pj + 0,45 et Er = 0,25 Pj ! 0,25, tant que l’intensité journalière de la pluie ne dépasse pas 2,5 millimètres. Au-delà de cette valeur nous ne disposons plus que d’un point ; il est nettement en dessous du faisceau, et montre donc que la courbe s’infléchit rapidement.

2° Résultats généraux

35Nous constatons que pour chaque saison et chaque groupe de débits-départs, les chutes de pluie ont un comportement spécifique : A l’intérieur de chaque groupe, à partir d’un certain seuil et jusqu’à une certaine valeur limite, le déficit de l’écoulement rapide croît de façon régulière en fonction de la pluviosité et chaque groupe possède une relation spécifique d’accroissement. Toutefois les points sur les graphiques ne s’alignent pas avec rigueur ; ils se groupent dans des faisceaux limités par deux droites parallèles. Ce fait illustre l’importance secondaire mais non négligeable de deux facteurs dont nous n’avons pas tenu compte :

36L’intensité réelle de la pluie : une intensité journalière moyenne de pluie, même lorsqu’elle est calculée en fonction de la durée d’écoulement, qui varie selon la violence réelle de la chute de pluie, ne donne pas exactement le même résultat lorsqu’elle résulte d’une seule grosse averse ou de plusieurs averses successives.

37Les variations réelles des débits-départs : empiriquement nous avons classé les débits-départs en fonction de l’abondance ordinaire qui apparaît comme une charnière, mais cette opposition n’est pas stricte : il y a de petites variations internes à l’intérieur des groupes, selon que les débits oscillent entre 10 et 25 m³/sec et entre 30 et 160 m³/sec.

38L’importance de ces deux facteurs secondaires empêche de définir un rapport précis de variation et permet seulement de dégager des tendances dans les variations de l’efficacité des pluies par comparaison des faisceaux obtenus.

1. Les seuils, à partir desquels les chutes de pluie deviennent « efficaces », varient considérablement en fonction de la température et des débits-départs ; ce dernier facteur est encore plus important que le premier ; on peut en déduire que le pouvoir de rétention des sols est grand. Un débit-départ au minimum signifie en effet que le sol est sec ; avant qu’il y ait écoulement rapide, il faut que le sol se sature ; selon la saison thermique cela nécessite une quantité d’eau plus ou moins grande en fonction de l’intensité de l’évaporation et de la hauteur de la nappe, facteurs qui sont commandés par la température ; il suffit d’une intensité journalière moyenne de 2 millimètres en hiver ; il faut plus de 3 millimètres en été, cette intensité étant calculée, rappelons-le, en fonction de la durée d’écoulement du clocher provoqué par la chute de pluie. Cette variation saisonnière est moins ample que la variation provoquée par le degré de saturation du sol : lorsque le débit-départ est élevé, c’est-à-dire lorsque la pluie précédente n’est pas encore entièrement écoulée et que par conséquent les sols sont saturés, au moins en profondeur, il suffit d’une intensité très faible de pluie pour que se déclenche immédiatement un écoulement rapide considérable : 0,5 millimètre en été, 0,1 millimètre en hiver.
2. Lorsque le seuil est atteint et avant que la courbe ne s’incurve nettement, les rapports deviennent constants pour une même saison, entre l’intensité de la pluie et le déficit de l’écoulement rapide ; la comparaison des graphiques permet d’étudier les influences respectives de la température et des débits-départs.

39Dans chaque saison, les faisceaux font un angle d’autant plus faible avec l’horizontale que les débits-départs sont plus élevés : le volume d’eau écoulé croît donc d’autant plus vite, en fonction de l’augmentation de la pluviosité, que les débits-départs sont plus élevés.

40Pour un même groupe de débit-départ, les faisceaux font un angle d’autant plus faible avec l’horizontale que les températures sont plus basses : le volume d’eau écoulé croît donc plus vite en hiver qu’en été, en fonction de l’augmentation de la pluviosité.

41Les différences angulaires entre les faisceaux d’une même saison selon les débits-départs et les faisceaux de même débit-départ selon les saisons, sont assez semblables ; on peut dire qu’à partir d’un certain seuil variable suivant la température et le débit-départ, ces deux facteurs ont un rôle d’importance à peu près égale sur les rapports entre la pluviosité et l’écoulement. A partir d’une intensité journalière moyenne de pluie d’environ 4 millimètres, les courbes s’incurvent nettement en hiver et pendant les saisons intermédiaires : faute d’exemples, on ne peut savoir si cela se produit aussi en été ; pour les autres saisons, on peut dire qu’à partir d’une certaine intensité de pluie, les déficits de l’écoulement rapide tendent à devenir constants.

42Nous aboutissons finalement à la conclusion que l’efficacité des chutes de pluies dépend, essentiellement, de trois facteurs : l’intensité de la pluie, la température, la valeur du débit de la rivière au début de la chute de pluie. Nous n’avons pas pu donner des formules de cette variabilité, mais seulement des ordres de grandeur des variations ; cela nous permet pourtant d’affirmer que des chutes de pluie d’importance égale peuvent avoir des influences très différentes sur les rivières, selon les conditions d’efficacité qu’elles rencontrent. L’étude des variations de ces conditions au cours de chacune des trois saisons de pluie va nous permettre maintenant de comprendre l’influence de chacune de celles-ci sur les débits de la rivière.

III. L’efficacité des saisons de pluie : variations du coefficient et du déficit de l’écoulement général de chaque saison

43Comme nous l’avons vu, l’année peut se diviser en trois saisons de pluie, en fonction des trois clochers qui apparaissent dans la courbe des moyennes mensuelles ; nous étudierons l’efficacité de chacune, à travers les six années d’observation.

A. Saison janvier-février (fig. 20)

44Dans cette première saison, le maximum de janvier n’a qu’une efficacité médiocre ; il est situé en plein été ; il est de courte durée, placé entre deux minima nets : les pluies tombent alors le plus souvent sur une rivière ayant un débit très faible. Malgré des intensités journalières moyennes de pluies assez fortes le coefficient d’écoulement de la saison reste faible et ne dépasse pas 17 % pour l’ensemble des six années, avec une moyenne mensuelle de pluie de 105 millimètres. Le déficit moyen mensuel apparent de la saison atteint donc 88 millimètres.

45Si nous étudions les variations de ces deux caractéristiques au cours des années, nous voyons qu’avec des pluviosités moyennes mensuelles comprises entre 50 et 90 millimètres, les coefficients restent très faibles, inférieurs à 10 %, et que les déficits croissent donc à peu près aussi vite que les pluies (années 1945-1946-1949). Notons pourtant que même là ces rapports entre quantité de pluie, coefficient et déficit ne sont pas stricts : en 1949, avec une pluie moyenne mensuelle de 70 millimètres, le coefficient a atteint 8 %, valeur égale à celle du même mois pour l’année 1946, où la moyenne mensuelle de pluie était de 90 millimètres. Cette différence s’explique facilement lorsqu’on analyse les modalités des chutes de pluies dans les deux cas. En 1946, les 180 millimètres de pluie sont tombés en neuf périodes différentes, dont quatre, avec un débit-départ minimum et cinq avec un débit-départ moyen : l’intensité journalière moyenne telle que nous l’avons conventionnellement définie n’a pas dépassé 3 millimètres : l’efficacité de la saison a donc été particulièrement faible. Au contraire, en 1949 les 140 millimètres de pluie sont tombés en trois périodes seulement, dont l’une, sur un débit-départ élevé : l’efficacité de la saison a été moins faible et le coefficient égal à celui de 1946, malgré la quantité de pluie plus faible.

46Les années 1944-1947-1948 forment un deuxième groupe : la pluviosité moyenne mensuelle a varié de 120 à 180 millimètres ; les coefficients, de 18 à 24 %. Les déficits continuent à augmenter en fonction de la pluviosité, mais plus lentement que dans le groupe précédent. Là encore, d’ailleurs, le rapport entre ces deux facteurs n’est pas simple. En 1948, il a suffi de 135 millimètres de pluie par mois pour que le coefficient atteigne 22 % alors qu’en 1944, avec 177 millimètres de pluie par mois, il n’a pas dépassé 24 %. Cette différence n’est pas due à un nombre plus grand de périodes de pluies, comme dans l’exemple précédent (trois en 1944, quatre en 1948), mais aux modalités diverses de la chute de pluie principale : c’est le cas qui a été étudié dans la deuxième partie, à propos de l’efficacité des chutes de pluies en été : la chute de 1948, avec une intensité de 4,4 millimètres a été aussi efficace que la chute de 1944, avec une intensité de 7,1 millimètres parce qu’elle a été beaucoup plus violente par son taux horaire ; de ce fait, l’été 1948 a un coefficient d’écoulement presque égal à celui de l’été 1944, bien que la pluviosité y ait été plus faible.

B. Saison mars-août (fig. 21)

47L’efficacité de cette période est beaucoup plus grande : le coefficient de l’ensemble des six années atteint 36 %, pour une pluviosité moyenne mensuelle de 92 millimètres ; le déficit moyen mensuel ne dépasse donc pas 59 millimètres. Plusieurs facteurs concourent à cette plus grande efficacité : la température, encore élevée au mois de mars, baisse rapidement en avril-mai et ne dépasse pas la moyenne de 13° pour les trois mois d’hiver ; les chutes de pluies ne sont plus réparties, comme dans la saison précédente, en un maximum bref situé entre deux minima, mais en une longue période de pluies moyennes : dès le second ou le troisième mois, les chutes de pluies ont toutes chances de tomber sur une rivière déjà en hautes eaux, puisque aucun minimum net ne s’intercale pour ramener régulièrement des débits d’étiage.

48Pour ces deux raisons, les périodes de pluies, souvent moins intenses que dans la saison janvier-février, sont beaucoup plus efficaces : le coefficient est plus élevé alors que la pluviosité mensuelle est plus faible.

49L’analyse des variations du coefficient et du déficit de cette saison, au cours des années, précise le rôle de ces facteurs d’efficacité ; là encore, on peut distinguer deux groupes.

50Pendant les années 1944-1945-1946, les quantités des pluies ont été semblables (77, 75, 84 millimètres par mois), de même que les coefficients (23, 20, 21 %) et par conséquent les déficits (59, 60, 66 millimètres par mois). Cette efficacité relativement faible est en rapport avec la faiblesse des pluies et la présence d’au moins un mois de minimum plus accentué à l’intérieur de la période (tabl. III), ce qui annihile partiellement le second facteur général d’efficacité.

51Il y a, d’autre part, une petite anomalie : l’année la plus pluvieuse (84 millimètres par mois) a un coefficient plus faible (21 %) que l’année de pluies moyennes (77 millimètres par mois, coefficient : 23 %). Celà est dû à une fragmentation plus grande des périodes de pluies (14 périodes au lieu de 10) et à la place du minimum interne : dans le premier cas, il était situé en avril, avant le mois le plus pluvieux de la période, qui a ainsi perdu de son efficacité, alors que dans le second cas il était situé après le mois de maximum et ne pouvait donc diminuer l’efficacité de celui-ci qui avait eu lieu après un mois de pluies déjà fortes.

52Pendant les trois dernières années, la saison mars-août a été plus pluvieuse (94-112-109 mm en moyenne par mois) et ses pluies ont été beaucoup plus efficaces (coefficient : 43-55-41 %). Malgré l’augmentation de la quantité de pluie, les déficits sont plus faibles que pour les trois années précédentes (54-50-64 mm par mois). Cette efficacité est due à la disparition du minimum interne et à l’existence d’un maximum portant sur deux ou trois mois consécutifs, ce qui rend les dernières pluies particulièrement efficaces.

53On peut encore déceler une anomalie parmi ces trois années ; pendant l’année 1947, la saison avec une pluie moyenne mensuelle de 94 millimètres a un coefficient de 43 %, supérieur à celui de 1949 où la pluviosité mensuelle avait atteint 109 millimètres. Les modalités des chutes de pluies expliquent encore cette anomalie : en 1947, la période de pluie la plus intense a eu lieu au mois de mai (intensité journalière moyenne 4,1 mm) ; elle a été précédée d’un mois d’avril déjà pluvieux (110 mm) ; elle a eu une efficacité exceptionnelle et a élevé le coefficient général de la saison. En 1949, au contraire, les pluies, au total plus abondantes, ont eu une répartition moins favorable à leur efficacité : un premier maximum en mars est presque entièrement « perdu », car il est fragmenté en 4 périodes de pluies, au cours d’un mois encore chaud ; le second maximum, en juillet, est plus efficace, car il est précédé d’un mois déjà pluvieux, mais son intensité est faible (intensité moyenne journalière la plus forte : 2,8 mm) : cela ne suffit pas à compenser la perte de mars ; le coefficient reste plus faible qu’en 1947, malgré les pluies plus abondantes.

54Une remarque s’impose à propos de l’efficacité de cette saison pluviale de mars à août. Cette efficacité varie souvent selon la place du maximum au cours de la saison, car les premiers mois sont plus chauds que les derniers. Il aurait donc fallu, en fait, séparer l’automne et l’hiver. Nous ne l’avons pas fait, car les pluies s’étalent entre mars et août sans minimum net, ce qui entraîne de grandes difficultés pour calculer des coefficients réels d’écoulement pour une partie seulement de cette saison de pluie : le décalage entre pluie et écoulement peut entraîner de grosses erreurs : pour le mois de mai 1948, par exemple, on obtiendrait ainsi un coefficient apparent de 103 %, par suite du report, sur ce mois, de l’eau d’une crue provoquée par une chute de pluie située dans les derniers jours du mois précédent. Compte tenu de ces causes d’erreur, qui nous ont incité à étudier dans son ensemble la période de mars à août, signalons pourtant que le coefficient d’écoulement de mars-mai, pour l’ensemble des six années, ne dépasse pas 30 %, alors que celui de juin-août atteint 41 %, malgré une quantité de pluie plus faible (85 mm par mois, en moyenne, contre 99 mm pour mars-mai), ce qui souligne encore l’influence de la température sur l’efficacité des pluies.

C. Saison septembre-décembre (fig. 22)

55Bien que légèrement inférieure à celle de la saison précédente, l’efficacité des pluies reste forte, puisque pour une pluviosité mensuelle moyenne de 122 millimètres le coefficient de l’ensemble des six années atteint 42 % et que le déficit moyen mensuel ne dépasse pas 71 millimètres. Cette efficacité est due à un maximum pluviométrique très marqué et situé dans les mois les plus froids de la période ; étalé sur les mois de septembre et octobre, il bénéficie, pour ses dernières pluies, de débits-départs généralement très élevés. Ce comportement moyen de la saison cache, plus que pour les autres, des variations considérables selon les années.

56Deux années correspondent exactement aux valeurs moyennes : l’année 1944 a eu pour cette saison, un coefficient de 44 % pour une pluviosité moyenne de 124 millimètres par mois ; l’année 1948, un coefficient de 42 % pour une pluviosité de 122 millimètres. Ces pluies, égales en quantité, ne sont pourtant pas tombées de la même façon ; la coïncidence des résultats provient du simple fait que les différences se sont compensées : en 1944, les pluies ont été plus groupées qu’en 1948, avec, par conséquent, des intensités plus fortes pour chaque période de pluie, mais les débits-départs étaient plus bas.

57Pour l’année 1947, les rapports sont à peu près dans la même relation : une pluie plus faible a donné un coefficient plus faible. Remarquons qu’il est toutefois supérieur à celui qui, en 1946, a été obtenu, dans la saison précédente, par une pluviosité mensuelle égale : cela est dû au fait que cette pluie est tombée en six périodes de septembre à décembre 1947 et en quatorze périodes de mars à août 1946.

58Deux années ont des coefficients égaux ou inférieurs au coefficient général, malgré des pluies plus abondantes. Cette faible efficacité s’explique en 1945 par la fragmentation du maximum en deux maxima distincts, séparés par un minimum et par la répartition des pluies en neuf périodes de faible intensité journalière moyenne. En 1946, l’inefficacité des pluies a été due à un déplacement du maximum, situé en octobre-novembre-décembre, les mois les plus chauds de la saison, et à une fragmentation de la pluie en treize périodes.

59Pendant l’année 1949, au contraire, les pluies de septembre à décembre ont eu une efficacité exceptionnelle ; le coefficient a atteint 55 % pour une pluviosité de 96 millimètres par mois. Le maximum, bien situé en septembre-octobre, a été précédé d’un mois d’août plus pluvieux que selon la normale ; les pluies de la saison ont été groupées en six périodes dont deux ont eu des débits-départs moyens, et trois, des débits-départs élevés, la période d’intensité maxima étant parmi ces dernières.

60Il ressort de tout ceci que les trois maxima pluviométriques ont des efficacités fort diverses. Même dans le cadre d’une seule saison, les variations, d’une année à l’autre, obéissent à des facteurs trop variés pour qu’il soit possible de tirer une loi de variation du coefficient ou du déficit en fonction de la pluviosité. Tout au plus peut-on dégager une tendance spécifique de chaque saison.

61En janvier-février, les coefficients n’augmentent que très lentement en fonction de la pluviosité, par suite des causes d’inefficacité des pluies ; les déficits grandissent donc assez rapidement lorsque la pluviosité augmente ; leur accroissement est d’abord presque parallèle à celui de la pluviosité jusqu’à ce que celle-ci atteigne 90 millimètres par mois. Au-delà de cette valeur, l’accroissement est plus lent, mais reste toujours assez régulier, par suite de la faiblesse de l’augmentation des coefficients.

62Pendant la saison mars-août, au contraire, les coefficients augmentent très vite lorsque la pluviosité grandit : les déficits restent stables, autour de 60 millimètres par mois ; ils accusent même une légère tendance à la diminution lorsque la pluviosité augmente. Ce dernier fait traduit la grande importance des débits-départs qui ont toutes chances d’être plus élevés lorsque la pluviosité augmente ; il s’y ajoute l’influence de la température qui tend, à partir d’une certaine quantité de pluie, à maintenir le déficit à une valeur constante par suite du faible pouvoir d’évaporation de la saison. Les anomalies durant cette période sont dues à divers facteurs, mais en particulier à la place du maximum.

63Pendant la saison septembre-décembre, le coefficient et le déficit ne semblent pas être en rapport direct avec l’augmentation de la pluviosité : dans cette saison l’efficacité des pluies dépend beaucoup plus de la place du maximum que de la quantité totale de celle-ci, qui ne peut donc pas servir de valeur de référence pour étudier les variations du déficit et du coefficient.

64Il faut donc, en fait, analyser chaque cas pour comprendre la signification de l’efficacité moyenne des saisons de pluies entre 1944 et 1949 ; cette efficacité moyenne, ainsi explicitée, permet d’envisager maintenant l’étude du régime de la rivière dont elle sera le contexte explicatif.

IV. Le régime

A. Variations saisonnières (fig. 23)

65La courbe des coefficients mensuels de débit, avec deux maxima et deux minima reflète les variations de l’efficacité des saisons de pluie : le minimum hydrologique accentué de février correspond au minimum pluviométrique de saison chaude ; le maximum hydrologique faible et étalé des mois de mai-juin-juillet correspond au maximum pluviométrique de ces mois ; il est suivi d’un minimum atténué en août par suite de l’efficacité du minimum pluviométrique de ce mois, au cœur de l’hiver. Le maximum hydrologique très marqué d’octobre correspond au deuxième mois du maximum pluviométrique le plus abondant ; l’absence de maximum hydrologique en janvier, malgré le maximum pluviométrique de ce mois, provient de l’inefficacité particulière de ce dernier ; il ne réussit qu’à maintenir la rivière à son niveau de décembre et à repousser le minimum de saison chaude en février-mars, les premières pluies de ce dernier mois étant absorbées par les sols asséchés.

66La courbe comporte deux anomalies secondaires : elles sont dues simplement à la trop courte période d’observations, insuffisante pour que les moyennes éliminent les facteurs accidentels.

67En juin, la courbe des débits indique une diminution nette par rapport à mai et à juillet, alors que les pluies sont à peu près semblables : il s’agit en fait d’un défaut de la moyenne mensuelle : durant les mois de juin de quatre des six années étudiées, les pluies ont eu lieu dans les dix derniers jours du mois ; avec le décalage entre la pluie et l’écoulement, une partie des débits occasionnés par ces pluies ont été comptés dans le mois de juillet.

68Le même facteur explique que le mois de novembre ait un débit seulement égal à celui du mois de décembre, malgré des pluies plus abondantes et la présence d’un mois antérieur pluvieux.

69Compte tenu de l’augmentation des pluies en mars, et malgré la faiblesse des débits moyens, nous avons calculé les valeurs de l’abondance moyenne annuelle en prenant mars-février comme année hydrologique.

B. L’abondance moyenne

70Des variations saisonnières de l’efficacité des pluies, il résulte finalement un coefficient général d’écoulement de 34 % et un déficit annuel moyen de 825 millimètres. Ces valeurs correspondent à un module de 77,6 m³/sec soit un module relatif de 13,3 l/sec/km². Le débit médian Qʹ ne dépasse pas 27,4 m³/sec et le rapport Q/Qʹ atteint donc 2,8 ; cette valeur semble à premier examen considérable et presque surprenante, si nous songeons à l’absence de grosses inégalités dans les moyennes mensuelles de pluies ; il faut y voir l’influence des variations de l’efficacité pluviale et du caractère violent des averses, qui donnent quelques jours de débit élevé et laissent entre elles des périodes d’étiages relativement grandes, comme nous le verrons en reprenant l’étude des extrêmes.

71Remarquons auparavant la distorsion qui existe dans les rapports entre la pluviosité annuelle et le volume d’eau écoulé correspondant, selon les années (fig. 24). En fait, chaque moyenne annuelle est un cas particulier résultant de l’interaction de facteurs trop complexes pour qu’ils puissent se reproduire de manière à avoir le même résultat pour le module : deux valeurs semblables ne signifient d’ailleurs pas la plupart du temps deux combinaisons semblables, mais deux combinaisons différentes ayant le même effet. Il est alors vain de chercher un rapport strict entre la pluviosité annuelle et le volume d’eau écoulé correspondant, puisque pour un même total des pluies, le jeu des facteurs d’efficacité peut être très variable et donner des coefficients et des déficits très différents et que pour deux totaux différents, ce même jeu peut aboutir à des valeurs semblables du déficit et du coefficient.

72Ceci est particulièrement clair pour les coefficients : quatre d’entre eux se groupent en effet autour de 30 %, malgré les variations du total pluviométrique. En 1944-1945, par exemple, le coefficient a eu la même valeur qu’en 1946-1947, alors que cette dernière année a reçu 375 millimètres de pluies de plus que la première. L’année 1944-1945 groupe deux saisons de coefficients faibles pour des pluies faibles et une saison de coefficient normal, tandis que l’année 1946-1947 groupe une saison de coefficient faible pour des pluies faibles et deux saisons de coefficient faible pour des pluies fortes mais inefficaces. Parmi les quatre années de coefficient à peu près semblable, c’est celle qui vient en troisième pour le total pluviométrique qui possède le coefficient le plus fort : cette année 1947-1948, en effet, a compris une saison mars-août très efficace pour une pluviosité normale, mais son influence a été partiellement compensée par une saison janvier-février très pluvieuse : le coefficient, élevé pour la saison, est resté faible à l’échelle de la valeur moyenne annuelle.

73L’année 1948-1949 sort du groupe, avec un coefficient de 46 %, pour une pluviosité légèrement supérieure à la moyenne. Cette année-là, en effet, la saison mars-août connut aussi une efficacité très grande, et cela ne fut pas contrebalancé par l’influence des autres saisons qui furent « normales ».

74Les valeurs des déficits semblent cependant être en relation pas trop contradictoire avec la pluviosité totale. A une exception près, ils augmentent avec la pluviosité, mais plus lentement que celle-ci, sans qu’il soit facile de donner une valeur moyenne à cette tendance, faute d’une assez longue période d’observation. Le rapport dans lequel le déficit croît en fonction de la pluviosité dépend en fait de l’importance relative de la pluviosité de chaque saison : le déficit croît d’autant plus lentement, en fonction de la pluviosité, que la pluie de la saison mars-août a été relativement plus abondante puisque, dans cette saison, les déficits sont stables quelle que soit la pluviosité, dans les limites des cas concrets que nous connaissons. En 1948-1949, cette saison a fourni à peu près 50 % du total pluviométrique de l’année : le déficit est exceptionnellement faible, par rapport à la pluviosité annuelle, d’autant plus que cette pluie de mars à août a eu une efficacité bien supérieure à la moyenne. En 1945-1946, au contraire, la saison mars-août n’a fourni qu’un quart du total pluviométrique annuel : le déficit est particulièrement élevé par rapport à la pluviosité annuelle. Dans les trois autres cas, les précipitations respectives de chaque saison sont mieux réparties et le déficit croît plus régulièrement lorsque la pluviosité augmente. Mais cette régularité est-elle autre chose que le résultat fortuit de facteurs saisonniers différents aboutissant à une efficacité semblable ? En fait, pour comprendre les rapports annuels entre la pluviosité et l’écoulement, il nous a fallu connaître les lois de variation des rapports élémentaires et reconstruire, pour chaque saison de pluie l’efficacité moyenne qui en résulte. Les rapports annuels entre la pluviosité et l’écoulement s’éclairent alors lorsqu’on les considère comme la somme de ces cas particuliers que sont les saisons pluviométriques.

75Cette connaissance des rapports annuels donne à son tour une signification aux valeurs moyennes de l’abondance. Elles expliquent, en le décrivant, le comportement général de la rivière, d’où la possibilité de comparaisons avec les bilans annuels d’autres rivières ; cela permettra finalement de serrer de plus près les facteurs qui font varier les rapports entre la pluviosité et l’écoulement. Mais pour que tout soit comparable, il nous reste encore à reprendre l’étude des extrêmes.

C. Les extrêmes

761° Les étiages. — Par suite de la faible étendue du bassin, de la répartition des pluies au cours de l’année et du caractère relativement violent de la plupart d’entre elles, toutes les saisons comportent des jours d’étiage, aucune ne provoque d’étiages très accentués. En fait, il y a simplement, pendant une durée plus ou moins longue, un écoulement à peu près stable, qui correspond à l’alimentation par la nappe. A une exception près, aucune période sans pluie n’est assez longue pour provoquer une baisse sensible de cette alimentation par la nappe. Les étiages les plus bas se situent naturellement en février puisque c’est l’époque du minimum pluviométrique de saison chaude, où l’alimentation par la nappe est normalement la plus faible : tous les ans, de 1944 à 1949, le débit est descendu, au moins un jour en dessous de 6 m³/sec (1,02 l/sec/km2) ; jamais pourtant il ne s’est abaissé au-dessous de 4,8 m³/sec/km², malgré une période de 25 jours consécutifs d’étiage en 1949, depuis le 25 janvier.

77Le seul étiage nettement en dessous de l’alimentation normale par la nappe, se situe en janvier et non en février ; il correspond au mois de janvier 1945 où le maximum pluviométrique a fait défaut. Après un mois de décembre particulièrement sec (20 mm), janvier a été exceptionnellement privé de pluies (15 mm) ; la rivière n’a pas cessé de rester à la valeur de la nappe depuis le 1^er décembre les chutes de pluies correspondant aux 20 millimètres susdits sont restées en dessous du seuil d’écoulement rapide ; aussi le cours d’eau a-t-il finalement puisé sur la nappe au point de faire baisser ses capacités d’alimentation jusqu’à une valeur de 4,2 m³/sec (0,72 l/sec/km²) ; étiage extrême, atteint le 19 janvier. Les quelques pluies tombées à partir du 20 janvier ont ensuite suffi à relever le niveau de la nappe qui fournit de nouveau 4,8 m³/sec.

78Dans les autres saisons il n’y a pas eu de baisse exceptionnelle, durant la période que nous avons étudiée, mais seulement quelques jours d’écoulement à la valeur normale de l’alimentation par la nappe.

79Entre mai et août, les étiages se situent au hasard d’un espacement particulièrement grand entre deux chutes de pluies : on les trouve selon les années, dans les mois de mars, avril, mai, juin et juillet ; le mois d’août n’a pas connu de véritable étiage, bien qu’il soit un mois de minimum pluviométrique : la température basse et la présence de plusieurs mois pluvieux antérieurs donnent une efficacité suffisante aux pluies faibles mais bien réparties pour qu’elles ajoutent toujours un écoulement direct à l’alimentation par la nappe.

80Entre septembre et décembre, les étiages se situent presque toujours à la fin de la saison, rarement en novembre, jamais en septembre et octobre, mois du maximum pluviométrique le plus fort.

812° Les crues. — Comme nous étudions ici un bassin « élémentaire », pour lequel nous ne disposons que d’un poste hydrométrique situé sur le cours inférieur, les crues ne peuvent être étudiées dans leur propagation : nous nous contenterons de définir leur date, leur fréquence et leur intensité respectives, à Alegrete.

82Chaque maximum pluviométrique a donné, au moins une fois au cours des années 1944-1949, un débit d’un jour supérieur2 à dix fois l’abondance ordinaire, mais ces crues sont plus ou moins fréquentes et importantes selon les saisons pluvieuses :

83a. En janvier 1944, il a fallu une pluie exceptionnelle (270 mm en quelques jours) pour donner une crue très moyenne dont le débit maximum n’a pas dépassé 96 l/sec/km². Les premières pluies, en effet, tombant sur un sol sec ont été presque entièrement « perdues » ; ce n’est qu’au troisième jour de pluie que la rivière a commencé à monter ; les trois derniers jours de pluie ont alors donné une véritable crue, mais, en bilan, le coefficient d’écoulement reste faible (28 %), malgré une période de pluie exceptionnelle (fig. 25).

84Au cours des autres années, les pluies du maximum de janvier n’ont pas été assez importantes pour provoquer de véritables crues. Signalons pourtant qu’en 1948, deux jours de forte pluie ont réussi à faire monter la rivière jusqu’à un débit de 55 l/sec/km². Là encore, le coefficient d’écoulement n’a pas dépassé 27 %, car, au début des pluies, le débit de la rivière était minimum (fig. 26).

85b. De mars à août, nous observons, au contraire, quelques grandes crues et en particulier la plus importante de la période, en mai 1947. Ici, le mécanisme de la crue est différent : l’abondance brute des pluies compte moins que leur efficacité : en mai 1947, par exemple, la rivière, déjà au-dessus de l’abondance moyenne, reçoit une première fois 50 millimètres de pluie en un jour : cette première pluie donne un coefficient d’écoulement de 24 %. Sur cette rivière déjà en hautes eaux, tombe alors une chute de pluie de 125 millimètres en deux jours, dont 95 millimètres le premier jour : cette pluie prend une efficacité exceptionnelle, avec un coefficient d’écoulement de 96 %. Le débit atteint 940 m³/sec soit 161 l/sec/km² ; le coefficient général de la crue atteint 78 % (fig. 27).

86C’est le même mécanisme qui explique la crue de juillet 1948 où le débit maximum a atteint 131 l/sec/km², avec un coefficient général de 72 %. Une première chute de pluie de 65 millimètres avec un débit départ déjà très élevé (118 m³/sec) donne un coefficient d’écoulement de 35 % et élève le débit à 270 m³/sec. Survient alors une chute de pluie de 90 millimètres, d’une efficacité presque totale (fig. 28).

87c. Les plus grandes crues de la saison septembre-décembre ont la même origine. En septembre 1948 et en octobre 1949, les crues qui ont atteint respectivement 800 et 880 m³/sec (137 et 150 l/sec/km²), avec un coefficient de 78 et 80 %, ont été provoquées par deux chutes successives de pluie ; une première, d’importance moyenne (60 et 45 mm), tombe sur une rivière au-dessus de l’abondance ordinaire (50 et 80 m³/sec) ; il en résulte quelques jours de hautes eaux avec un coefficient d’écoulement qui ne dépasse pas 40 %. Sur ces débits élevés de la rivière (235 et 140 m³/sec), tombe alors la deuxième chute de pluie, plus forte (125 et 135 mm). Elle prend une efficacité exceptionnelle (coefficients de 96 et 93 %) qui explique la crue (fig. 29 et 30).

88Lorsque ces conditions ne sont pas remplies, il faut une quantité de pluie beaucoup plus forte pour obtenir une crue d’importance égale : en octobre 1944, par exemple, une pluie exceptionnelle de 110 millimètres en un jour tombe sur une rivière assez basse (16 m³/sec). Elle est suivie par trois jours de pluie non consécutifs qui apportent encore 110 millimètres ; le débit atteint bien 860 m³/sec, mais le coefficient d’écoulement ne dépasse pas 58 %, les conditions d’efficacité des pluies étant moins favorables que dans les cas précédents (fig. 31).

89d. Bien qu’elle soit en dehors de la période étudiée, nous avons aussi réuni quelques renseignements sur la crue de 1941, pour pouvoir faire des comparaisons avec les rivières du bassin du Guaïba dont c’est une des rares crues qu’il soit possible d’étudier.

90Du 10 avril au 15 mai 1941, le bassin de l’Ibirapuitã a reçu 550 millimètres, en trois périodes de pluies. Malgré cette énorme quantité totale de pluie, le coefficient général n’a pas dépassé 64 % car les conditions n’étaient pas favorables au départ. Néanmoins, le débit maximum dépasse légèrement ceux qui ont pu être observés pendant la période de 1944 à 1949, avec 983 m³/sec, soit 168 l/sec/km².

91La première période de pluie, malgré ses 220 millimètres en 9 jours n’a donné qu’un coefficient de 46 % car le débit-départ était faible (11 m³/sec). En revanche, la seconde période, avec 240 millimètres en 6 jours de pluie a donné un coefficient de 82 %, le débit étant déjà de 330 m³/sec au départ. C’est alors que le débit a atteint sa valeur maximum, la troisième période de pluie étant plus modeste (fig. 32).

92Bref, la crue de 1941 apparaît extraordinaire par suite de l’exceptionnelle quantité d’eau tombée, mais l’étalement de celle-ci en 18 jours de pluie et la faiblesse du débit au premier jour de pluie font que ce n’est pas, de loin, la crue qui a donné les coefficients d’écoulement les plus élevés. Cette même quantité de pluie, tombant dans des conditions plus favorables d’efficacité aurait donné une crue beaucoup plus catastrophique.

93Cette étude des étiages et des crues nous conduit donc à insister de nouveau sur la sensibilité de la rivière à des facteurs variés. Dans ce petit bassin homogène, c’est donc en étudiant les conditions de l’efficacité pluviale que nous avons pu comprendre la personnalité de la rivière.

94Ces traits particuliers peuvent être résumés par les graphiques des maxima et des minima mensuels et annuels (fig. 33 et 34).

95Avec un module spécifique de 13,3 l/sec/km², l’Ibirapuitã est une rivière d’abondance modérée, si nous tenons compte de la pluviosité de 1.270 millimètres et de la température annuelle de 19° : les effets de la richesse pluviale plus qu’honorable sont combattus par l’élévation assez grande de la température. Le coefficient d’écoulement est de 34 % et le déficit de 825 millimètres. Cette valeur est légèrement inférieure aux valeurs moyennes mondiales calculées approximativement par MM. Wundt et Pardé ; pour une pluviosité et une température semblables, celles-ci donneraient environ 895 millimètres. Les variations saisonnières moyennes bien que nettement marquées, ne sont pas excessives ; le rapport des moyennes mensuelles extrêmes n’excède pas 13. Derrière ce calme apparent se cachent pourtant des variations plus amples qu’illustrent les courbes des maxima et des minima.

96Le rapport entre le maximum et le minimum absolu atteint 224 et le rapport entre le maximum et le minimum moyens annuels, 163 ; la rivière connaît donc a peu près chaque année des étiages et des crues accentués. Ces chiffres élevés, d’autre part, ne sont pas dus à un minimum accentué d’une certaine saison et un maximum également accentué d’une autre saison, mais à une irrégularité notable de presque chaque mois de l’année, selon les années.

97Certains mois ont connu un étiage et une crue accentués, mais exceptionnels : le rapport entre le maximum et le minimum absolu du mois est élevé mais le rapport entre les maxima et les minima moyens est faible : ces mois correspondent aux hautes eaux d’automne et d’hiver (tableau II). D’autres mois ont des étiages et des crues plus fréquents : ce sont les mois des maxima pluviométriques de printemps et d’été. Les mois de basses eaux moyennes sont plus calmes (tableau II).

98Ces contrastes, aussi importants qu’ils soient, sont pourtant bien faibles vis-à-vis de ceux que nous allons rencontrer en étudiant le comportement du Taquari. Les sols profonds, les pentes relativement faibles des versants et du profil longitudinal atténuent, dans la dépression transversale, les effets de la violence et de l’irrégularité pluviales, que le relief du haut plateau oriental a tendance, au contraire, à exagérer.