période de crue ou de pollution aiguë, source de recolonisation). Après avoir mis en évidence cette fonction, il s'agit maintenant de l'étudier dans le détail tout le long de l'axe fluvial, pour comprendre la structure des peuplements, les conditions de reproduction et de croissance des alevins, et établir une typologie fonctionnelle en fonction de la nature et de la qualité des milieux. Une étude des effets de la mise au grand gabarit de la Seine sur la faune piscicole est aussi prévue, comportant en particulier un travail sur les aménagements annexes à adjoindre à la voie d'eau pour compenser certains des effets négatifs de l'aménagement.

### 4.3. Thème 3 : Bassins urbains

Ce thème constitue la poursuite du programme déjà entamé pendant la phase précédente, avec pour objectifs de quantifier l'impact des rejets urbains de temps de pluie de l'agglomération parisienne sur la Seine, et d'apporter des connaissances sur les transferts de polluants et leurs effets dans le milieu après les surverses. A moyen terme, ces connaissances seront nécessaires pour prédire rationnellement l'effet des différentes politiques de réduction des rejets urbains de temps de pluie et de leurs impacts. Quatre thèmes sont proposés :

* Etablissement d'un bilan précis de l'apport de matières consommant l'oxygène dans la Seine lors des rejets (à partir des estimations données par les modèles existants) et de la cinétique de cette consommation, à faible pas de temps. Rôle des apports venant de l'amont. Influence sur la vie piscicole.

* Etude du bilan des apports de MES, et de leur transport en Seine. Il est apparu lors des travaux précédents que ces MES sédimentent puis se déplacent sur le fond, mais leur vitesse de transport est actuellement inconnue ; or, c'est un des paramètres très importants pour quantifier l'effet des déversements. Il faut enfin étudier comment ces MES au fond du fleuve continuent à interagir avec la colonne d'eau, et à en modifier la qualité bien après l'arrêt des déversements et le passage de l'onde de pollution. A cet effet, un appareil de mesure in situ, le MEFS (Module d'Exploration du Fond de la Seine), destiné à analyser les processus de transport des suspensions au voisinage du fond, a été mis au point. Il doit permettre de mesurer la vitesse de l'eau et ses fluctuations (turbulence), la quantité de matières en suspension et leur état d'agrégation. La mesure de vitesse est effectuée par effet Doppler, la taille des agrégats étant obtenue in situ par endoscopie.

* Etude de l'apport de micropolluants par les bassins urbains et des processus d'échanges solide-liquide. Il faut poursuivre l'étude d'un nombre limité de micropolluants organiques sélectionnés, dont la présence dans les rejets est maintenant établie, ainsi que celle de certains métaux lourds. Leur devenir, en liaison avec le devenir des MES, doit être précisé.

En liaison avec d'autres programmes, il est prévu d'étudier, sur un bassin versant urbain de 200 ha dans Paris, la génération et le transport de la pollution depuis le réseau de voirie jusqu'aux surverses, et en particulier les dépôts intermédiaires dans les collecteurs.

### 4.4. Thèmes transversaux

#### 4.4.1. Micropolluants.
C'est un thème en partie nouveau, qui coordonne les recherches sur l'ensemble des milieux. L'objectif général est de comprendre l'origine et les transferts dans le milieu naturel des micropolluants jugés les plus préoccupants. Des recherches méthodologiques sont ici nécessaires pour améliorer les capacités de détermination, particulièrement pour les substances organiques et leurs dérivés par biodégradation. Des travaux sur l'impact de la centrale de Nogent sur la pollution métallique de la Seine seront également menés en collaboration avec EDF. Les échanges eau-sédiments pour les micropolluants,

la contamination dans les chaînes trophiques, seront aussi étudiés. Ce thème apparaît dans l'ensemble des milieux décrits précédemment.

A ce thème sont aussi rattachées des études de qualité des eaux sur l'axe fluvial qui, outre l'examen du transfert des micropolluants sur les axes majeurs du système fluvial et aux confluences, comportent des travaux sur le transfert des matières en suspension, en particulier pendant les crues, et sur le fonctionnement du système en aval d'Achères, jusqu'à Poses. Il sera ainsi possible de faire le lien avec la Seine aval, en particulier en ce qui concerne les flux transitant de la partie amont du bassin jusqu'à l'estuaire. Un programme de recherche similaire au PIREN-SEINE, spécifique de la zone estuarienne depuis Poses jusqu'à la mer, se met en place, en effet, en 1995. Ce programme, coordonné par l'IFREMER, fait intervenir des chercheurs des Universités normandes (Rouen et Caen), ainsi que des chercheurs du PIREN-SEINE.

#### 4.4.2. Synthèse et modélisation.
Ce thème regroupe aussi, de façon transversale, l'ensemble des efforts de modélisation sur l'ensemble des milieux, en continuité avec les modèles déjà développés en phase 1. Il s'agit aussi de proposer aux Institutions des comparaisons des résultats des modèles du PIREN-SEINE avec les modèles antérieurs existants, et de tester sur ces modèles les effets de certaines politiques d'aménagement du milieu, en particulier les projets nouveaux en matière d'assainissement.

#### 4.4.3. Socio-économie.
Des travaux de nature socio-économique sont conduits en particulier dans le cadre du thème Bassins Ruraux, sur le mode d'exploitation des terres du Vannetin, en étudiant les liens avec l'historique de l'exploitation, la structure de celle-ci, et l'influence de la réglementation. Par ailleurs, des travaux sur le coût économique relatif de pratiques culturales plus respectueuses de l'environnement sont conduits.

Le GREBAR, déjà décrit en première phase, poursuit ses travaux dans le cadre d'une réflexion parallèle aux travaux de planification du SDAGE (Schéma Directeur d'Aménagement des Eaux, mis en place par la loi sur l'eau du 3 janvier 1992). Il a publié une plaquette intitulée "A la recherche de la cohérence - le rôle des études technico-économiques et de la planification dans le domaine de l'eau" (mai 1993), et travaille actuellement sur les options de traitements des eaux usées (dénitrification et/ou déphosphatation) et sur les inondations.

D'autres thèmes potentiels ont été envisagés, tels que prix de l'eau, prévisions de consommation, valeurs des paysages aquatiques, etc...

## 5. CONCLUSIONS

De l'ensemble des travaux présentés commence à se dégager une vision d'ensemble du fonctionnement du bassin, des paramètres les plus sensibles sur lesquels doit porter l'action des gestionnaires pour améliorer la qualité des eaux et du milieu, et enfin des aménagements que cette gestion nécessite. Les aspects tant physiques, chimiques que biologiques du fonctionnement du système fluvial ont été pris en compte, ainsi que les influences anthropiques (considérables dans ce bassin) ou les aspects socio-économiques liés à la prise de décision et à la gestion.

Dans le bassin Seine-Normandie, le coût annuel des investissements en matière de gestion des eaux est de 5 milliards de francs. Pour résoudre le problème de la pollution des eaux apportées par le pluvial en zones urbaines, il faudra y ajouter, pendant 25 ans, 2 milliards supplémentaires. Il est certain que toute meilleure compréhension du fonctionnement du bassin, pour mieux choisir et dimensionner les ouvrages, peut avoir des retombées techniques et financières très importantes.

Ceci justifie pleinement que le CNRS, s'il veut contribuer au développement des connaissances dans des domaines qui
intéressent au premier plan les citoyens, engage des recherches importantes sur ce sujet, et que les institutions concernées participent à leur financement. Mais l'exemple du PIREN-SEINE montre que, sur des sujets à motivation appliquée comme celui-là, il est possible, et souvent nécessaire, d'obtenir des résultats scientifiques originaux et novateurs, attestés par une cinquantaine de publications dans des revues internationales et 22 thèses passées ou en cours. A vrai dire, la compréhension d'un système aussi complexe et imbriqué ne peut être obtenue que si des concepts et des outils nouveaux sont développés, appuyés sur des observations nouvelles à des échelles de plus en plus fines.

Par ailleurs, la structuration d'un grand programme en plusieurs thèmes coordonnés, en constante interaction, contrôlé simultanément par un Comité Scientifique et par un Comité représentant les "utilisateurs" des recherches a montré aussi sa viabilité.

REFERENCE

Fustec, E., G. de Marsily, *Actes du Colloque "La Seine et son Bassin : de la Recherche à la Gestion"*, 29-30 avril 1993, Paris, 383 p, 1994.

EQUIPES PARTICIPANT AU PROGRAMME PIREN-SEINE

Université Pierre et Marie Curie, Laboratoire de Géologie Appliquée, Unité de Recherche Associée au CNRS 1367, Paris.

Université Libre de Bruxelles, Groupe de Microbiologie des Milieux Aquatiques.

Université Paris XII, Laboratoire de Bioélectrochimie et Analyse du Milieu, Créteil.

Université Pierre et Marie Curie, Institut d'Hydrologie et Climatologie, Paris.

Université Pierre et Marie Curie, Laboratoire de Physique et Chimie Marine, Unité de Recherche Associée du CNRS 353, Paris.

CNRS, Laboratoire de Géographie Physique, Unité de Recherche Associée 141, Meudon.

CNRS, Laboratoire des Stratégies Territoriales et de la Dynamique des Espaces, Unité de Recherche 142, Paris.

CNRS, Centre de Pédologie Biologique, Nancy.

Centre d'Analyse et de Mathématique Sociale/EHESS, Unité Mixte CNRS, Paris.

Ecole des Mines de Paris, Centre d'Informatique Géologique, Fontainebleau.

Ecole des Mines de Paris, Centre de Gestion Scientifique, Paris.

CERGRENE, Ecole Nationale des Ponts et Chaussées et Ecole Nationale du Génie Rural, des Eaux et Forêts.

INRA, Laboratoire de Science du Sol, Versailles.

CEMAGREF, Division Qualité des Eaux, Paris.

CEMAGREF, Division Hydrologie, Antony.

CEMAGREF, Division Qualité des Eaux, Lyon

Museum National d'Histoire Naturelle, Laboratoire des Systèmes Naturels et Modifiés.

Centre d'Etudes Nucléaires de Cadarache, Département Physiologie Végétale et Ecosystèmes.

EDF, Département Environnement Aquatique et Atmosphérique, Chatou.

EDF, Laboratoire d'Hydraulique, Chatou.

ORGANISMES APPORTANT LEUR CONCOURS AU
PIREN-SEINE

Centre National de la Recherche Scientifique.

Direction Générale de l'Administration et du Développement du Ministère de l'Environnement.

Agence de l'Eau Seine-Normandie.

Direction Régionale de l'Environnement d'Ile-de-France.

Conseil Régional d'Ile-de-France.

Syndicat des Eaux d'Ile-de-France.

Ville de Paris, Service de la Protection de l'Environnement.

Société Anonyme de Gestion des Eaux de Paris.

Institution Interdépartementale des Barrages-Réservoirs du Bassin de la Seine.

Syndicat Interdépartemental d'Assainissement de l'Agglomération Parisienne.

Voies Navigables de France.

Compagnie Générale des Eaux-Anjou Recherche.

Société Lyonnaise des Eaux-Dumez.

Electricité de France.

Union Nationale des Producteurs de Granulats.
<figure><img src="image_156.png" /></figure>
# REFLEXIONS SUR LE PROCESSUS DE DESERTIFICATION DE LA FACÂDE MEDITERRANEENNE ESPAGNOLE ET FRANCAISE

Jacques LAVABRE

Cemagref, Le Tholonet, BP 31, 13612 AIX EN PROVENCE Cedex 1

A partir des observations de la pluviométrie et des écoulements d'une vingtaine de bassins versants de la façade méditerranéenne espagnole et française, quelques réflexions sont émises sur l'état de sécheresse pluviométrique actuel et sur les effets engendrés sur les écoulements. Le rôle de la végétation sur les écoulements est abordé depuis le niveau de l'interception des pluies jusqu'à la comparaison des écoulements avant et après l'incendie de forêt d'un petit bassin versant. La végétation réduit les écoulements annuels d'environ 10 à 15 % et il apparaît que son rôle réducteur des débits de pointe de crue est nettement plus important.

From rainfall and flow of about twenty catchments in Spanish and French Mediterranean zone, some questions are asked about actual drought state and about the effects generated on the flows. The part of vegetal cover in the flows is studied from rainfall interception to the comparison of flows, before and after forest fire, of a small basin. The vegetal cover reduces the annual flows to about 10-15 %, and it appears that its reducing part of flood peak be distinctly more important.

## 1. INTRODUCTION

La désertification est un problème vital pour la planète. On estime actuellement que, à des degrés divers, 25 % de la planète sont touchés par ce phénomène, et que cela concerne environ 900 millions de personnes réparties sur 100 pays. L'extension spatiale du phénomène et son importance pour l'avenir de la vie sur la planète ont été particulièrement débattus à la conférence sur l'Environnement de Rio de Janeiro en juin 1992 et, très récemment en octobre 1994, une convention sur la désertification a été ratifiée par les Etats Membres des Nations Unies. L'objectif de cette convention est la lutte contre la désertification et la réduction des effets des sécheresses grâce à une coopération internationale pour une gestion intégrée de l'espace.

Selon leur sensibilité les auteurs donnent diverses définitions de la désertification. Généralement, on englobe sous ce terme l'ensemble des processus économiques, sociaux et climatiques qui conduisent à un déséquilibre des écosystèmes et induisent la diminution ou la destruction du potentiel biologique des sols, et dont la phase terminale est l'établissement généralisé du désert.

[Perez-Trejo, 1992] propose (Figure 1), les différents intervenants et leurs interactions dans le processus de désertisation. Les facteurs climatiques concourent à l'aridification du milieu ; les facteurs humains sont içi considérés en terme de pression mais aussi parfois en terme de désertification (abandon de l'espace). Aridification et désertisation sont associés dans le processus de désertification proprement dit, dans lequel l'eau joue un rôle fondamental. Son absence conduit à l'aridification et à la perte de végétation ; son excès lors des pluies torrentielles aussi, par déclenchement des processus d'érosion des sols.

La présente communication n'a pas la prétention d'aborder l'ensemble des thèmes, mais s'intéresse au cycle de l'eau et plus particulièrement au rôle essentiel que joue la végétation. Ces recherches, développées par plusieurs équipes françaises, anglaises et espagnoles, sont menées dans le cadre d'un projet de recherche et développement de l'Union Européenne (DG XII, thème désertification, projet DM2E), et se basent sur les observations recueillies sur des bassins versants de recherche.

## 2. LA ZONE GEOGRAPHIQUE

Les bassins versants de recherche (BVRE) étudiés sont situés sur la bordure méditerranéenne française et espagnole (Figure 2) ; quelques bassins versants de la Catalogne Espagnole sont aussi retenus. Au total, 19 bassins versants, dans la gamme de superficie 1.5 ha - 150 km², sont étudiés.

La géologie de la totalité des bassins est à dominante cristalline, massifs primaires présentant des degrés de métamorphisme variables, sauf le BVRE de Draix dont la couverture de marne noire est du Jurassique. Actuellement l'influence humaine sur ces bassins versants est marginale, bien que les traces de la pression anthropique du siècle dernier soient encore visibles (BVRE de Draix notamment). Le processus de reconquête par la végétation arborée est largement enclenché sur l'ensemble des bassins, qui présentent cependant des taux de boisement variables : très faibles sur certains bassins versants du BVRE de Draix mais aussi sur un bassin du Réal Collobrier (conséquence de l'incendie de forêt de 1990), à dense (Réal Collobrier, Prades).

La demande climatique en évapotranspiration annuelle est dans la fourchette 1 000 à 1 200 mm. La pluviométrie moyenne annuelle est de cet ordre de grandeur pour certains bassins versants du Réal Collobrier ; nettement plus faible sur le BVRE de Prades (autour de 550 mm). Ces éléments climatiques n'ont à priori rien d'alarmant, mais la spécificité du climat méditerranéen (sévères sécheresses d'étés, fortes fluctuations interannuelles) conduit à des situations précaires pour la disponibilité de la ressource en eau superficielle et à des stress hydriques répétés de la végétation.

## 3. LA RESSOURCE EN EAU SUPERFICIELLE

La variation des écoulements en fonction de la pluviométrie montre très clairement (Figure 3) une évidence : les écoulements sont fortement conditionnés par la pluviométrie, et la relation :
<figure><img src="image_157.png" /><figcaption>Figure 1. Les différents facteurs entrants dans le processus de désertification.</figcaption></figure>

<figure><img src="image_158.png" /><figcaption>Figure 2. Situation des bassins versants étudiés.</figcaption></figure>

$$ \overline{LA} = 7 \times \left( \frac{\overline{PA} - 300}{100} \right)^2 $$

explique plus de 80 % de la variabilité des écoulements annuels en fonction des pluviométries annuelles, pour l'ensemble des bassins versants étudiés. Par exemple, les écoulements du bassin versant du Vaubarnier (BVRE du Réal Collobrier, superficie 150 ha) sont reportés (Figure 4) ; pour ce bassin versant A égale 6,4. On y remarque, en parfaite adéquation avec la pluviométrie, la forte fluctuation annuelle de la ressource en eau et la faiblesse des écoulements de ces dernières années. Ce dernier point est toutefois préoccupant, car sur les 5 dernières années hydrologiques (août à juillet) on a observé les 3 plus faibles écoulements de la période 1969-1992 : en 1988, 1989 et 1991. Les années 1990 et 1991, voire 1992 se situent nettement en dessous de la droite de régression. Ce bassin versant, sur lequel une végétation abondante se développe, accuse en 1990 et 1991 la sévère sécheresse des années précédentes. Même sur un petit bassin, un état de sécheresse engendre des effets différés sur les 2, voire 3 cycles hydrologiques suivants !

Une relation du même type,

$$ LA = A_x \left( \frac{PA - 300}{100} \right)^2, $$

représente correctement la variation des écoulements annuels en fonction des pluviométries annuelles, pour l'ensemble des bassins versants étudiés. Par exemple, les écoulements du bassin versant du Vaubarnier (BVRE du Réal Collobrier, superficie 150 ha) sont reportés (Figure 4) ; pour ce bassin versant A égale 6,4. On y remarque, en parfaite adéquation avec la pluviométrie, la forte fluctuation annuelle de la ressource en eau et la faiblesse des écoulements de ces dernières années. Ce dernier point est toutefois préoccupant, car sur les 5 dernières années hydrologiques (août à juillet) on a observé les 3 plus faibles écoulements de la période 1969-1992 : en 1988, 1989 et 1991. Les années 1990 et 1991, voire 1992 se situent nettement en dessous de la droite de régression. Ce bassin versant, sur lequel une végétation abondante se développe, accuse en 1990 et 1991 la sévère sécheresse des années précédentes. Même sur un petit bassin, un état de sécheresse engendre des effets différés sur les 2, voire 3 cycles hydrologiques suivants !

### 4. LA PLUVIOMETRIE ACTUELLE : TENDANCE OU ALEA CLIMATIQUE ?

[Lamarque et Jourdain, 1994], lors d'une étude des tendances climatiques de la zone méditerranéenne, concluent qu'aucune tendance n'est détectable sur les cumuls saisonniers et annuels des précipitations, sur les chroniques 1928 à 1991. Par contre, une tendance nette (1.8°C en 71 ans) de la moyenne annuelle des températures minimales est mise en évidence à Marseille et
<figure><img src="image_159.png" /><figcaption>Figure 3. Variation des écoulements annuels moyens avec la pluviométrie annuelle moyenne.</figcaption></figure>

<figure><img src="image_160.png" /><figcaption>Figure 4. Bassin versant du Vaubarnier ; variation des écoulements annuels avec la pluviométrie annuelle.</figcaption></figure>

Marignane, alors qu'aucune tendance n'est détectable sur les moyennes annuelles des températures maximales. Les auteurs attribuent ceci à l'effet de l'urbanisation.

Dans le cadre du projet DM2E, [Cernesson et al., 1993] aboutissent à des conclusions similaires : aucune tendance n'est détectable sur différents postes français (Perpignan, Montpellier, Marseille) et Espagnols (Murcie, Alicante, Barcelone) sur des chroniques de l'ordre de 100 ans. Toutefois, pour les postes français et sur la base de simulations aléatoires de chroniques de pluies annuelles, la probabilité d'occurrence d'une décennie aussi sèche que la décennie 1981-1990 est extrêmement faible (inférieure à 1 pour 1 000).

L'examen des pluviométries moyennes mensuelles au poste de Marseille fait ressortir que le déficit pluviométrique de ces dernières années est consécutif à des mois d'hiver très secs (Figure 5). La moyenne 1988-1992 des mois d'hiver (novembre à février) est de 97 mm, à comparer à la valeur moyenne 1864-1987 qui atteint 226 mm. Cette distribution présente 2 maximums, automne et printemps, très distincts qui accentuent la spécificité climatique méditerranéenne de cette région. La

perception de l'état de sécheresse actuel est d'autant plus ressentie qu'il suit une période anormalement pluvieuse (les moyennes des pluies annuelles des décennies 1970-1979 et 1980-1989 sont respectivement de 646 mm et 454 mm).

## 5. ET LE ROLE DE LA VEGETATION ?

L'expression retenue précédemment

$$ \overline{LA} = 7x\left(\frac{\overline{PA} - 300}{100}\right)^2 $$

explique 80 % de la variabilité des écoulements moyens par la seule prise en compte de la pluviométrie. Les 20 % de variation résiduelle englobent les autres paramètres qui conditionnent les écoulements : végétation, géologie, lithologie, caractéristiques du bassin versant ... et les incertitudes de mesure. Nous nous proposons d'examiner l'influence de la couverture végétale des bassins en abordant dans un premier temps un paramètre directement quantifiable : l'interception de la pluie par la strate arborée.
<table><caption>Tableau 1. Description des sites de mesures de l'interception des pluies par la strate arbustive.</caption><thead><tr><th>N° site</th><th>Situation</th><th>Végétation</th><th>Type capteurs</th><th>Nombre</th></tr></thead><tbody><tr><td>1</td><td>BVRE Réal Collobrier<br>Site Boussicaut</td><td>Arbousier - Chêne liège Bruyère</td><td>Circulaire<br>2 000 cm²</td><td>7</td></tr><tr><td>2</td><td>BVRE Réal Collobrier<br>Site Pouches</td><td>Arbousier - Chêne liège Bruyère</td><td>Gouttières<br>200 cm x 15 cm = 3 000 cm²</td><td>12</td></tr><tr><td>3</td><td>BVRE Vallcèbre</td><td>Pins sylvestres</td><td>Gouttières<br>2 m x 0.6 = 1.2 m²</td><td>9</td></tr><tr><td>4</td><td>BVRE Prades</td><td>Chênes verts</td><td>?</td><td>50</td></tr></tbody></table>

<table><caption>Tableau 2. Egouttement moyen sur les différents sites.</caption><thead><tr><th>N° site</th><th>Hauteur de pluie de référence</th><th>Egouttement (%)</th><th>Ecoulement le long des troncs (%)</th></tr></thead><tbody><tr><td>1</td><td>1 094 mm</td><td>63 %</td><td>?</td></tr><tr><td>2</td><td>1 410 mm</td><td>74 %</td><td>13 %</td></tr><tr><td>3</td><td>?</td><td>72 %</td><td>?</td></tr><tr><td>4</td><td>570 mm</td><td>74 %</td><td>14 %</td></tr></tbody></table>

### 5.1. L'interception des pluies

L'interception des pluies par le couvert végétal est un phénomène bien connu qui a fait l'objet d'expérimentations, surtout en climat tempéré humide. Toutefois, l'importance de ce phénomène est généralement sous-estimée dans l'établissement du bilan hydrique. Ainsi [Calder, 1990] mesure dans un massif forestier du Pays de Galles une interception qui atteint 600 à 700 mm sur un total annuel de précipitation de 2000 mm. Pour pallier à l'absence d'information en zone méditerranéenne, des expérimentations ont été menées dans le cadre du projet DM2E. Quatre sites ont été étudiés : leur description et les résultats sont reportés (Tableaux 1, 2).

<figure><img src="image_161.png" /><figcaption>Figure 5. Pluviométries mensuelles moyennes à Marseille.</figcaption></figure>

Les résultats globaux d'égouttement sont sensiblement comparables. Environ 25 % de la pluie est interceptée par la végétation ; par contre l'écoulement le long des troncs n'est pas négligeable, puisqu'il peut être estimé à plus de 10 %. Ces résultats masquent toutefois la grande hétérogénéité spatiale des mesures (selon les collecteurs), bien que dans le temps les résultats soient relativement homogènes (les plus faibles volumes sont toujours observés sur le même collecteur et inversement). La structure de l'arbre et la densité du couvert foliaire au-dessus du collecteur conditionnent l'égouttement direct.

L'examen épisode par épisode (Figure 6) ne montre pas une limite à l'interception (In) lorsque la pluie (P) croit. La formulation suivante :

$$In = 0.835P^{0.64}$$

peut être retenue, pour des totaux pluviométriques hebdomadaires, voire journaliers.

### 5.2. BVRE de Draix

Bien que le gestionnaire du BVRE émette des réserves sur la validité des mesures des faibles débits, (les stations de jaugeage étant principalement dédiées à l'estimation des débits de crue), il est tout à fait remarquable de constater (Figure 3) la différence des écoulements annuels moyens obtenus sur bassin versant boisé du Brusquet, (taux de dénudation de 13 %) et sur les bassins du Laval et du Francon (taux de dénudation respectifs de 78 % et 60 %). Les écoulements annuels moyens sont dans un rapport de 1 à 3, pour des pluviométries et des conditions pédologiques tout à fait comparables.

Sur ces mêmes bassins versants, Combes et al. [1994] comparent les débits de pointe et les coefficients d'écoulements en crue. Ils en déduisent que la forêt réduit les débits de pointe de crue de 80 % ! Ils attribuent ceci au rôle de la forêt qui augmente la rétention initiale avant le déclenchement de la crue, et à l'augmentation de la capacité maximale d'infiltration. Ces bassins, particulièrement bien équipés pour la mesure des transports de sédiments par les cours d'eau fournissent des résultats d'érosion des sols tout aussi divergents. Les taux
<figure><img src="image_162.png" /><figcaption>Figure 6. Site expérimental des Pouches ; interception des pluies par la canopée.</figcaption></figure>

d'ablation sont pratiquement nuls pour le bassin du Brusquet et atteignent par contre 150 t/ha/an en moyenne pour les bassins dénués.

### 5.3. L'incendie de forêt du bassin versant du Rimbaud (BVRE Réal Collobrier)

En août 1990, le BVRE du Réal Collobrier a été partiellement affecté par un incendie de forêt. Le bassin versant du Vaubarnier, précédemment étudié, n'a pas été touché par l'incendie. Par contre, la végétation du bassin versant du Rimbaud (superficie comparable de 150 ha) a été détruite à plus de 85 %.

L'écoulement annuel moyen du bassin du Rimbaud (calculé avant incendie) est nettement excédentaire par rapport à la relation moyenne (Figure 3). Ceci est attribué à la couverture géologique de gneiss compact de ce bassin, qui laisse quelques % de roches affleurantes et ne permet qu'un développement restreint de la végétation. Le bassin versant du Vaubarnier se

situe aussi au-dessus de la relation moyenne (Figure 3), bien que présentant un développement forestier important sur un substrat altéré de schistes.

Les déficits d'écoulements annuels de ces deux bassins, calculés comme la différence entre la pluie annuelle et les écoulement annuels, sont différents : en moyenne 604 mm pour le bassin du Vaubarnier et 462 mm pour le bassin versant du Rimbaud. Le surplus d'écoulement du bassin versant du Rimbaud, qui atteint 140 mm en moyenne, est imputable à la différence de lithologie, à la densité de couverture forestière, aux paramètres physiques des bassins versants ... sans qu'un distinguo, à priori, ne puisse être émis. On remarque seulement (Figure 7) que le mode de fonctionnement des deux bassins est différent, avec un stockage bien plus important en début de cycle pour le bassin versant du Vaubarnier.

Avant la période sèche actuelle, l'évolution annuelle des déficits d'écoulement des deux bassins versants est tout à fait comparable (Figure 8). La faiblesse des pluviométries des années 1988 et 1989 a par contre limité les déficits d'écoulement du bassin du Vaubarnier. La période post incendie qui est aussi une période post sécheresse, montre une divergence notable du comportement des deux bassins versants : le bassin versant du Vaubarnier présente les plus forts déficits d'écoulement de la chronique 1969-1992, et inversement pour le bassin versant du Rimbaud. La destruction de la végétation par l'incendie provoque un supplément d'écoulement annuel. Ce supplément excède 100 mm pour le premier cycle après incendie, [Lavabre et al., 1993] ; les résultats sont plus nuancés pour les cycles hydrologiques suivants ; ces auteurs montrent d'autre part que l'essentiel de ce supplément est produit par les écoulements de crue. En effet, et ceci est clairement mis en évidence (Figure 9), l'incendie a provoqué des modifications indéniables sur le processus de genèse des écoulements de crue. Pour des intensités de pluies courantes, les débits de pointe sont bien plus élevés après incendie : bien qu'affectée par des lacunes d'observation, la chronique après incendie (3 cycles hydrologiques) présente 6 crues dont les débits de pointe sont supérieurs à l'estimation quinquennale sur la chronique avant incendie. Traduisant un mode préférentiel de genèse des crues par ruissellement, les taux d'érosion qui étaient nuls avant incendie, sont estimés par Martin et al. [1995] à 6 t/ha/an pour le premier cycle après incendie.

<figure><img src="image_163.png" /><figcaption>Figure 7. Ecoulements mensuels moyens des bassins versants du Rimbaud et du Vaubarnier.</figcaption></figure>
<figure><img src="image_164.png" /><figcaption>Figure 8. Evolution des déficits d'écoulements annuels des bassins versants du Rimbaud et du Vaubarnier.</figcaption></figure>

## 5.4. Que peut-on conclure sur le rôle de la végétation ?

Les mesures effectuées sous la frondaison des arbres montrent que les volumes et la répartition des pluies qui arrivent au sol sont perturbés : 10 % environ s'écoulent le long des troncs et s'infilrent préférentiellement, 15 % seraient perdus par simple évaporation pendant les pluies. Les écoulements des bassins versants de Draix, pour lesquels s'opposent une couverture forestière bien développée et le sol nu, sont nettement plus différents, ce qui pourrait traduire des stockages importants d'eau dans les sols qui se développent sous forêt. Ce point semble aussi ressortir de la comparaison des écoulements des bassins versants du Vaubarnier et du Rimbaud (avant incendie) qui montre une différence de stockage d'environ 150 mm. L'incendie de forêt a affecté profondément les processus de crue du bassin versant du Rimbaud, notamment pendant la période où les sols étaient complètement dénudés ; nous manquons quelque peu de recul, mais il semble qu'un retour relativement rapide vers la situation avant incendie soit décelable malgré un développement de la végétation limité à quelques reprises arbustives et à la strate herbacée.

Sur la base de ces constatations, il est difficile d'individualiser le rôle de la couverture arborée de l'influence de la végétation basse et herbacée, de la lithologie, des sols, du substrat géologique ... Seule l'opposition entre sols nus et sols végétés est discernable sans ambiguïté.

## 6. CONCLUSION

L'examen des écoulements annuels d'une vingtaine de bassins versants de la façade méditerranéenne espagnole et française fait clairement apparaître que la ressource en eau superficielle est fortement tributaire des disponibilités climatiques. Depuis 1980, le midi méditerranéen est confronté à une période de sécheresse exceptionnelle, la probabilité d'apparition d'une telle persistance étant estimée à moins de 1 pour mille, sans qu'une tendance vers la sécheresse puisse pour autant être mise en évidence. Consécutivement à ces sécheresses, des incendies de forêt ont affecté de nombreuses zones, modifiant le comportement hydrologique des bassins versants. En première estimation, le supplément d'écoulement après incendie est comparable à l'interception des

<figure><img src="image_165.png" /><figcaption>Figure 9. Bassin versant du Rimbaud ; distribution des débits de pointe de crue en fonction de la pluie maximale de durée 4 heures.</figcaption></figure>
pluies par la strate arborée. Mais il apparaît qu'un rôle plus fondamental puisse être attribué à la couverture arborée, au niveau des processus de genèse des écoulements de crue. La canopée joue un rôle de protection et modifie la répartition des pluies au sol (interception, écoulement le long des troncs), favorisant ainsi les écoulements verticaux, alors que sur les terrains nus les écoulements latéraux prédominent, ce qui entraîne la formation de crues soudaines et active le processus d'érosion des sols.

Sans être alarmiste, bien que les phénomènes en jeu soient toutefois irréversibles, il semblerait que la zone étudiée soit confrontée au processus de désertification : facteur climatique défavorable → état de sécheresse → incendie de forêt → perte de végétation et de sol → désertification ... bien que les conditions climatiques y soient encore particulièrement favorables par rapport à d'autres zones riveraines de la Méditerranée.

Remerciements. Ces travaux de recherche multidisciplinaires sur le cycle de l'eau en milieu naturel sont poursuivis grâce à des financements de l'Union Européenne et de la Région Provence-Alpes-Côte d'Azur. Je remercie aussi les équipes de recherche associées à ces travaux, les techniciens et les jeunes chercheurs qui ont un rôle fondamental pour le recueil des observations de terrain et leur traitement, ainsi que C. Cosandey, M. Meunier, P. Hubert pour les remarques constructives qu'ils ont émises sur la rédaction de cette note.

REFERENCES

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<figure><img src="image_166.png" /></figure>
# L'HYDROSYSTEME DU FOSSE RHENAN EN ALSACE
## APPROCHE SCIENTIFIQUE PLURIECHELLE, INTERDISCIPLINAIRE ET MULTIPARTENAIRE

Lothaire ZILLIOX, Philippe ACKERER, Paul MUNTZER

Institut de Mécanique des Fluides, Université Louis Pasteur, URA CNRS 854, 2 rue Boussingault, 67000 STRASBOURG

Joël HUMBERT, Michèle TREMOLIERES

Centre d'Etudes et de Recherches Eco-Géographiques (Hydrologie et Écologie Végétale), Université Louis Pasteur, URA CNRS 95,
3 rue de l'Argonne, 67083 STRASBOURG Cedex et 28 rue Goethe, 67083 STRASBOURG Cedex

Anne STENGER

Bureau d'Economie Théorique et Appliquée, Université Louis Pasteur, URA CNRS 1237,
38 Boulevard d'Anvers, B.P. 1032/F, 67070 STRASBOURG Cedex

Maurice WINTZ

Laboratoire de Sociologie de la Culture Européenne, Université des Sciences Humaines, URA CNRS 222,
22 rue Descartes, 67084 STRASBOURG Cedex

L'action PIREN(1) - Eau en Alsace a son point d'ancrage dans les "aspects biosphériques du cycle hydrologique". Concernant le fossé rhénan comblé par l'énorme accumulation d'alluvions du Rhin et de ses affluents supérieurs, le programme s'inscrit dans l'étude des systèmes hydrologiques continentaux. Sur de grands secteurs, la qualité originelle encore préservée des eaux souterraines permet leur distribution sans traitement aux consommateurs. Mais les altérations dues aux divers usages de l'eau sont de plus en plus ressenties négativement alors que les conséquences écologiques de multiples contaminations de l'eau et des sols apparaissent graduellement. L'action interdisciplinaire et multipartenaire met bien en relief la nécessité de la démarche prospective et de l'approche pluriéchelle (dans l'espace et dans le temps). Elle concerne les écosystèmes et l'utilisation des ressources sous l'angle de l'aménagement du territoire et de la gestion préventive d'un hydro système complexe.

One of the main studies of the PIREN-Eau/Alsace concerns the biospherical aspects of hydrological cycle. Regarding the upper Rhine rift valley filled by the hudge accumulation of the Rhine sedimentary deposits and those of its upper affluents, the programme comes within the framework of the study of continental hydrological systems. Thanks to their original quality still preserved on large areas groundwaters can be delivered to the consumers without any treatment. Nevertheless the deterioration as a consequence of different uses of waters is more and more felt negatively at the same time as ecological repercussions due to multiple water-soil contami- nations appear gradually. The interdisciplinary and multipartners action points out the fact, both a prospective engagement and a multiscale approach (in space and time) are necessary. This research concerns ecological systems and use of resources applied to the problems of land use planing and preventive-management of a complex hydrosystem.

L'hydrosystème du fossé rhénan (Figure 1) comprend un ensemble d'écosystèmes interactifs de la plaine du Rhin Supérieur, liés directement ou indirectement au fleuve par l'élément Eau. Cet ensemble, de structure hétérogène tridimen- sionnelle, constitue un "éco complexe" [Amoros et al., 1988] qui intègre à la fois des éléments naturels et des éléments issus des interventions humaines. L'eau y joue le rôle prépondérant, en tant que vecteur de transport et en tant que facteur écologique maintenant la spécificité des écosystèmes de surface et assurant une liaison privilégiée avec les écosystèmes souterrains. L'eau circule naturellement à des vitesses très différentes sur ses parcours superficiels ou souterrains. Dans le "corridor fluvial", le rapport des vitesses mesurées dans la nappe alluviale aux vitesses relevées dans le cours principal du fleuve est en moyenne de l'ordre de 1 à 10⁵. Ce rapport constitue l'indicateur de

l'importance fondamentale de l'échelle de temps, à prendre en compte impérativement dans les mécanismes de transport comme dans les processus biogéochimiques se déroulant dans l'hydrosystème. Les enjeux de la gestion de l'hydrosystème du fossé rhénan avec les problèmes multiples de pollution [Ackerer et Zilliox, 1990], du risque de leur perpétuation, des possibilités de régénération -dépassent les limites territoriales de l'Alsace. Plus généralement, ces enjeux de l'eau créent des impératifs technologiques, transforment les certitudes acquises, interpellent les collectivités et les institutions, conditionnent les politiques d'aménagement du territoire.

La connaissance du fonctionnement global de l'hydrosystème (de ses évolutions diversifiées dans l'espace, de son suivi à différentes échelles de temps), la prise en compte des "connec- tivités" -verticales et horizontales- entre divers compartiments de l'hydrosystème ainsi que l'analyse des impacts d'activités humaines sur la qualité de l'eau (y compris de leur perception) constituent les éléments fondamentaux qui permettent aux scientifiques d'apporter des réponses objectives à la demande accrue d'aide à la décision.

<footnote>(1) Programme Interdisciplinaire de Recherche sur l'ENvironnement du Centre National de la Recherche Scientifique
Groupe PIREN-Eau/Alsace
Pôle de Recherche-Environnement "CONTINENTAL"
IFARE, 23 rue du Loess, BP 20/CR
F - 67037 STRASBOURG CEDEX 02</footnote>
<figure><img src="image_167.png" /><figcaption>Figure 1. Le bassin du Rhin avec l'aquifère alluvial de Bâle à Mayence (réservoir d'eau souterraine de 300 milliards de m³)</figcaption></figure>
<figure><img src="image_168.png" /><figcaption>Figure 2. Illustration de la thématique 1989-1994 (3ème phase) du PIREN-Eau/Alsace</figcaption></figure>

# 1. LE PROGRAMME INTERDISCIPLINAIRE DE RECHERCHE SUR L'ENVIRONNEMENT-EAU EN ALSACE

## 1.1. L'enjeu et la dimension

Le PIREN-Eau/Alsace est un programme de recherche centré autour d'un enjeu scientifique, économique et de société dans le domaine de l'environnement des systèmes hydrologiques continentaux, abordé dans sa triple dimension, physique, biologique et sociale.

- Un constat de situation, fortement documenté en Alsace dès les années 60, fut à l'origine du programme, mis en place dès 1979, en réponse à un appel d'offre du CNRS.

- Le PIREN-Eau/Alsace a pu naître tout d'abord par la volonté de scientifiques décidés à supprimer les cloisons étanches entre disciplines et à corriger leur myopie quant à leur fonction dans la société.

- Le groupe du PIREN-Eau/Alsace est composé de scientifiques et d'ingénieurs rattachés à des formations universitaires de Strasbourg et de Mulhouse, du CNRS (Délégation Régionale Alsace), de l'INRA (station de Colmar) et du BRGM (Agence Régionale d'Alsace). Ces formations relèvent de disciplines variées : géographie, hydrologie, hydrogéologie, mécanique des

fluides, géochimie, agronomie, écologie, physiologie, microbiologie, sociologie, économie et droit. Elles mettent à la disposition du programme interdisciplinaire une partie de leur infrastructure.

- L'approche interdisciplinaire, pour déboucher sur des résultats concrets, doit disposer d'un temps suffisant pour se mettre en place. Sur bien des points, elle prend à contrepied les habitudes de recherche et les façons de penser la recherche !

- Le programme, articulé selon des phases pluriannuelles(2), bénéficie d'un soutien financier assuré conjointement par la Région Alsace, le CNRS, et le Ministère de l'Environnement.

De nombreux concepts et outils élaborés par les équipes du PIREN-Eau/Alsace contribuent à l'effort de recherche qu'il est essentiel d'accroître pour mieux :

- connaître les équilibres hydrauliques, géochimiques et biologiques qui conditionnent de façon durable le développement social, économique et culturel des bassins et systèmes alluviaux des fleuves ;

- contrôler l'évolution de ces équilibres sous l'influence d'activités humaines, régulatrices ou perturbatrices, toutes liées à l'aménagement du territoire ;

- gérer la vulnérabilité des ressources en eau (notamment dans leurs réservoirs souterrains naturels) liée aux risques de "systèmes productifs" (industriels, agricoles) de plus en plus complexes, (pollutions, mais aussi conséquences de nouvelles performances technologiques)

- prévenir l'altération de la qualité des eaux, par suite de l'accumulation de contaminants, dans tous les compartiments de l'écosphère.

Cette contribution multiple est orientée vers l'objectif final : la prévention active.

## 1.2. Un exemple d'interdisciplinarité, de multipartenariat et de coopération transfrontalière

Les travaux de recherche entrepris durant la première phase (1980-1983) ont été réalisés sur un grand transect Ouest-Est, depuis le versant vosgien (Haut bassin de la Fecht) jusqu'à la bordure rhénane où les limites Sud et Nord étaient respectivement Fessenheim et Rhinau.

Cette première phase de programme a permis au Groupe du PIREN-Eau/Alsace d'assurer sa cohésion scientifique (langages, concepts, méthodes) et d'établir un dialogue constructif avec les partenaires régionaux concernés par la gestion de l'eau (aménageurs, décideurs, utilisateurs).

De plus, par des contacts extérieurs transfrontaliers, PIREN-Eau/Alsace a inscrit son action dans l'espace rhénan.

En 1984, le CNRS et la Région Alsace ont confié au groupe PIREN-Eau l'élaboration d'un programme de recherche scientifique à partir de la priorité régionale "Aménagement de l'III Domaniale" (aval de Colmar). Cette deuxième phase de l'action interdisciplinaire fut engagée sous le titre : "Relations eaux de surface -eaux souterraines dans le bassin de l'III Domaniale. Impacts des inondations et d'aménagements ; transferts de polluants à la nappe".

L'approche scientifique, focalisée sur l'III Domaniale, a nécessité de placer cette rivière dans son système d'échanges complexes entre le réseau hydrographique et les eaux souterraines.

Cet hydrosystème du Ried Central de l'III constitue le secteur expérimental test, à la fois pour l'étude des échanges rivières-nappe et celle du lessivage des nitrates. Les résultats permettent d'évaluer la sensibilité du secteur étudié, de situer les impacts d'activités humaines anciennes, actuelles et projetées et de juger de leur intérêt dans un contexte socio-économique donné.

<footnote>(2) Le PIREN-eau/Alsace en phases :
Phase 1 : l'initiation à la dynamique de groupe et à l'approche systémique, interdisciplinaire et multipartenaire (1980-1983)
Phase 2 : la recherche orientée vers la priorité régionale de l'aménagement de l'III domaniale (1984-1988)
Phase 3 : l'enjeu régional de la protection de la nappe phrétique et l'étude des transferts de contaminants vers les eaux souterraines libres (à partir de 1989)</footnote>
L'ensemble de la démarche a été approuvé et soutenu par le "groupe de suivi" du PIREN-Eau/Alsace, composé de représentants du programme national du PIREN-CNRS, du Ministère de l'Environnement, des Services techniques régionaux de l'Etat (aménagement des eaux, agriculture et forêts) et du Conseil Régional d'Alsace.

Dès 1986, cette phase de programme a été animée par les alertes à la pollution consécutives aux rejets accidentels de contaminants toxiques dans le Rhin et aux découvertes (elles vont devenir de plus en plus fréquentes) de la présence dans l'aquifère alluvial de substances chimiques résiduelles nécessitant la fermeture de puits d'eau potable.

A l'occasion de la menace qui pesait notamment sur le champ captant de l'agglomération strasbourgoise dès que fut connue l'ampleur de l'accident Sandoz (novembre 1986), les experts scientifiques ont pu faire valoir les mérites de la recherche fondamentale : la détermination préalable des temps de transit entre le Rhin (à hauteur de Strasbourg) et les puits de captage d'eau potable de la ville (de l'ordre de plusieurs semaines pour l'ion chlorure considéré comme un marqueur de l'eau) a eu pour retombée déterminante d'éviter l'interruption de la distribution de l'eau à des centaines de milliers d'habitants. La privation d'eau aurait pu être vécue très difficilement par les usagers [Froehlicher et Grentzinger, 1990].

Au-delà de l'approfondissement des connaissances, le groupe du PIREN-Eau a été sollicité par la Commission Interministérielle d'Etude de la Nappe Phrétique de la Plaine d'Alsace (CIENPPA) pour réaliser un modèle cartographique du risque de lessivage des nitrates dans les sols.

Dans le cadre de l'action "zones pilotes d'information azote" mise en œuvre par l'Association pour la Relance Agronomique en Alsace (ARAA), le Groupe PIREN participe, avec l'INRA de Colmar, à la mise en place de sites de mesure. La collaboration au suivi de l'action de l'ARAA est fondée sur la méthode développée dans le Ried Central de l'III.

Dans l'opération "sauvegarde de la couche superficielle protectrice" de la nappe phrétique (programme régional d'actions coordonnées par le Comité Technique de l'Éau d'Alsace), l'Agence de l'Éau du Bassin Rhin-Meuse a confié au PIREN-Eau/Alsace une étude de l'effet du retournement des prairies dans les zones d'inondation.

Confrontée aux démarches de scientifiques actifs dans le même domaine sur d'autres sites de l'espace du Rhin Supérieur, cette action a montré au plan de la méthodologie et des finalités qu'il n'est plus question de dissocier ni le suivi des eaux de surface de celui des eaux souterraines (problème des échanges rivières-nappe), ni la protection des eaux de celle des sols (milieu actif de transfert des contaminants), ni l'aménagement contre les inondations et l'utilisation des terres (concilier économie et écologie à long terme) [Zilliox et Schenck, 1989].

Le développement du programme interdisciplinaire de recherche au-delà de 1988 s'oriente vers la bordure rhénane. Le projet, sous le titre "Transfert de contaminants vers la nappe phrétique du fossé rhénan en Alsace" comprend l'étude du transport de solutés dans l'aquifère à travers deux systèmes : le système lit fluvial et le système sol-végétation (Figure 2a).

La priorité accordée à la protection et à la qualité des eaux souterraines est aussi en partie une conséquence d'événements accidentels concernant des rejets toxiques (solvants, produits agrochimiques...) dont on ignore pratiquement tous les effets sur les écosystèmes atmosphériques, terrestres et aquatiques.

Cette situation -révélée dans tous les pays industrialisés par les incidences négatives sur la qualité des eaux potables et sur le coût de leur préparation- doit contribuer au développement des

actions conjuguées entre scientifiques, gestionnaires et décideurs en matière de préservation de la qualité de l'eau dans un contexte économique où l'aménagement des eaux n'est plus dissociable de l'aménagement du territoire.

En fait, il s'agit pour les scientifiques de fournir aux techniciens des informations aidant à définir des approches de gestion, mais dont l'exécution demande également la prise en compte de la dimension historique, surtout dans un bassin transfrontalier où la croissance économique et le degré d'urbanisation ainsi que la perception écologique ont suivi une évolution différenciée dans le temps [Zilliox, 1992].

De telles expériences, développées au niveau du bassin du Rhin Supérieur avec la coopération transfrontalière régionale, ont abouti à des réalisations innovantes comme la mise en place dans le cadre du contrat de Plan Etat-Région 1989-1993, d'un Institut Franco-Allemand de Recherche sur l'Environnement (IFARE).

Les activités de recherche développées à l'IFARE (structure bi-polaire, implantée à Karlsruhe et à Strasbourg) conduisent à mieux définir les menaces qui pèsent sur le patrimoine commun des eaux souterraines dans l'Eurorégion du Rhin Supérieur. Les résultats seront extrapolables à d'autres bassins fluviaux [Zilliox, 1991].

### 1.3. La phase 1989-1993 : Transfert de contaminants vers la nappe phrétique du fossé rhénan en Alsace

Cette action de recherche, menée en concertation étroite avec les partenaires régionaux (missions "eau et environnement" du Conseil Régional d'Alsace, des Services de l'Etat et du Secrétariat général des affaires régionales et européennes), est cofinancée par le Programme ENVIRONNEMENT du CNRS et la Région Alsace.

L'extension exceptionnelle (dans les trois dimensions) de la nappe phrétique du "fossé" rhénan et l'importance de la ressource "eaux et sols" dans le contexte socio-économique EURORégional du Rhin Supérieur, confèrent à la démarche du PIREN-Eau/Alsace son caractère prospectif : il s'agit du potentiel d'adaptation de la ressource EAU à un développement "durable" simultanément confronté à une forte croissance, en quantité et en qualité, de la demande individuelle et collective et à la restriction grandissante des usages due à de multiples pollutions (récentes ou anciennes à effets différés).

Le développement des recherches du PIREN-Eau/Alsace (Figure 2b), contribue à la consolidation des fondements scientifiques nécessaires à l'élaboration de solutions techniques et réglementaires devant apporter la garantie de l'approvisionnement en eau et la sécurité globale de sa qualité avec la protection des écosystèmes aquatiques et terrestres adjacents.

Cette préoccupation d'une eau "suffisamment disponible et de qualité irréprochable" devient quasi existentielle pour notre société industrielle avec la double nécessité :

-d'assurer une protection efficace des hydrosystèmes par un aménagement du territoire adapté à la conservation de la qualité de l'eau dans son gîte naturel (souterrain notamment) ;

-de concevoir et d'utiliser des technologies de traitement d'eaux entraînant un minimum d'effets négatifs pour l'homme et les milieux naturels, leur mise en oeuvre devant être économiquement acceptable.

Au plan de la gestion, la réussite repose sur une prise en compte de l'ensemble du cycle hydrologique et sur la mise en oeuvre de stratégies qui intègrent de nombreux éléments physiques, économiques et sociaux. Le contenu des paragraphes ci-après est une sélection illustrant certains de ces éléments.
## 2. RECHARGE DE LA NAPPE PHREATIQUE D'ALSACE PAR LES PLUIES ET LES INFILTRATIONS DE COURS D'EAU

Compte tenu de l'enjeu que représente l'aquifère de la plaine rhénane en Alsace, il paraissait fondamental de réévaluer les quantités d'eau susceptibles de le réalimenter. Les processus naturels de recharge (par les pluies efficaces et par les infiltrations du réseau hydrographique) ont fait l'objet d'études parallèles qui ont abouti à un essai de quantification au pas de temps mensuel sur la période 1980-1987.

La quantification de la réalimentation de l'aquifère par les pluies efficaces (ou "infiltration efficace") a conduit à l'élaboration d'un modèle de bilan hydrique spatialisé (Figure 3) [Mathies, Hartog in Humbert, 1994]. La vaste extension du terrain d'étude (environ 3000 km²) nous a contraint d'appliquer quelques simplifications, notamment par suite d'une information pédologique encore fragmentaire. Récemment, Leenhardt [1991] a d'ailleurs montré que le choix d'un modèle "simplifié" s'impose dès qu'il y a des données à interpoler, ce qui permet de réduire la propagation d'erreur d'estimation spatiale des paramètres.

En l'absence de pente notable, comme c'est le cas ici, l'équation du bilan de l'eau au niveau d'une parcelle d'étude peut s'écrire de la façon suivante sur un intervalle considéré :

$$D = P + RC - ETR - DS \ (mm)$$

avec $D$ = drainage (pluies efficaces), $P$ = précipitations, $RC$ = remontées capillaires, $ETR$ = évapotranspiration réelle et $DS$ = variation de stock. Durant les essais réalisés, le terme $RC$ a été

négligé car les secteurs où la nappe est susceptible de réalimenter réellement la zone racinaire ne concernent que des surfaces restreintes. L'estimation de l'infiltration profonde se résume donc à la connaissance de 3 termes : P, ETR et DS.

L'évaluation du stock S est fondée sur une cartographie de la réserve utile (RU), établie d'après une collecte des informations disponibles sur la région. L'évapotranspiration potentielle (ETP) est calculée d'après la formule de Penman sur quelques stations. Grâce à une bonne corrélation observée sur ce secteur avec l'ETP Thornthwaite, l'ETP Penman peut être estimée sur une trentaine de points bénéficiant d'une mesure de la température. L'évapotranspiration maximale (ETM) de chaque culture est prise en compte par le biais des coefficients culturaux. L'estimation de l'ETR est réalisée selon un modèle classique à réservoirs, avec une vidange exponentielle de la RU et un drainage nul tant que ETM>P et que le stock est inférieur à la capacité au champ.

Pour ce qui concerne l'occupation du sol, le modèle prévoit 2 types d'entrée :

- introduction de la vraie mosaïque culturale obtenue par exemple par télédétection ou simulation avec un couvert végétal unique ;

- introduction d'une répartition des types de couverts végétaux (dans des proportions préalablement fixées selon les recensements généraux de l'agriculture) en fonction d'une procédure de tirage au hasard ; cet algorithme présente l'avantage d'élargir l'éventail des simulations tout en respectant le taux de couverture de chaque culture.

La spatialisation des variables d'entrée (P, ETP) et de sortie (ETR, ETM, D) s'effectue par une méthode d'interpolation de type krigeage. Le modèle permet aussi d'établir pour des coordonnées géographiques quelconques, la chronique des principales variables du bilan de l'eau, sur des pas de temps variables (du jour au mois).

Les tests réalisés ont fourni des résultats cohérents en comparaison des connaissances ponctuelles acquises antérieurement. Ils confirment l'influence primordiale de l'occupation du sol sur la percolation profonde : par exemple, pour l'année 1984 (proche de la moyenne), une simulation avec une couverture unique en maïs montre une recharge globale 2 fois supérieure à ce quelle serait avec une occupation intégrale en prairie. En outre, on constate que la variabilité spatiale des pluies efficaces est bien plus importante que celle des précipitations brutes : ainsi, une vaste zone d'apports faibles (voire quasi-nuls) s'oppose aux marges nord et sud où ils peuvent être 10 à 20 fois supérieurs (Figure 4), notamment en année sèche. Enfin, les différents tests effectués avec un tirage au hasard des cultures (avec une couverture de maïs d'environ 40 %) confirment le fait que la rotation spatiale de la mosaïque culturale n'a qu'un effet négligeable sur les valeurs globales de réalimentation (250 mm en moyenne) : le taux respectif des différentes cultures est en revanche primordial. Ce modèle fait actuellement l'objet d'améliorations, notamment pour intégrer les remontées capillaires, l'interception des cultures et l'irrigation.

La réalimentation de la nappe par le réseau hydrographique du bassin de l'Ill a été estimée par une méthode de bilans d'écoulement réalisés à partir de l'ensemble des données hydrométriques disponibles sur la région. Les processus d'échanges nappe-rivières étant très complexes et très variables dans l'espace et dans le temps [PIREN-Eau/Alsace, 1989], il était difficile d'aborder cette question par un modèle couplé généralisé [Estèves, 1989] ou par le biais de campagnes de

<figure><img src="image_169.png" /><figcaption>Figure 3. Organigramme général du modèle de bilan hydrique.</figcaption></figure>
<figure><img src="image_170.png" /><figcaption>Figure 4. Précipitations efficaces sur la plaine d'Alsace, exemple : 1984 - simulation prairie [Mathis in Humbert, 1994]</figcaption></figure>

jaugeages différentiels, impossibles à réaliser sur une telle surface et en continu sur une longue période. L'approche utilisée a nécessité une reconstitution :

-des écoulements issus des bassins non jaugés ;

-des débits artificiels transitant dans les canaux (importés ou exportés via le Rhin) ;

<figure><img src="image_171.png" /><figcaption>Figure 5. Evolution des débits échangés entre la nappe et le réseau hydrographique durant deux années contrastées (Bassin de l'Ill) [Fischer in Humbert, 1994]</figcaption></figure>

-des débits des rivières phréatiques (émergences de la nappe) en exploitant l'excellente corrélation existant entre l'écoulement de surface et la hauteur de nappe [Migayrou, 1985]. Elle consiste à intégrer les débits de rivières entrant dans l'hydrosystème et à les comparer aux débits sortant de l'unité d'étude ; toute variation positive implique un apport considéré comme étant d'origine souterraine et toute variation négative signifie une perte interprétée comme une infiltration vers la nappe. Un module de calcul a permis de comptabiliser ainsi les volumes nets échangés entre le réseau de surface et le domaine souterrain [Pellé, Fischer in Humbert, 1994].

Il ressort que sur les 96 mois étudiés et pour l'ensemble du secteur de plaine concerné, les bilans globaux évoluent tantôt vers l'infiltration, tantôt vers le drainage, la tendance étant déterminée par les caractéristiques climatiques de l'année et par celles de la période précédente. Les années humides enregistrent un bilan très nettement orienté au drainage avec des valeurs s'échelonnant entre 130 et 200 Mm³; les périodes de déficit pluviométrique se caractérisent par de puissantes infiltrations dans la partie sud (environ 150 Mm³), mais compensées par un drainage à peu près équivalent au Nord. Il existe d'une manière générale une remarquable compensation spatiale entre le secteur méridional de la plaine (à nappe profonde), dominé par l'infiltration, et la région située entre Sélestat et Strasbourg où le drainage est nettement prépondérant (Figure 5), lié notamment à l'existence du réseau de rivières phréatiques. Il est clair que la méthode utilisée permet d'estimer des valeurs exprimées en bilans mensuels, pouvant donc masquer des échanges bruts beaucoup plus élevés, intervenant surtout à l'occasion d'épisodes de crue marqués [Humbert, 1985; Estèves, 1989], mais n'apparaissant pas ici par suite d'un effet de compensation spatio-temporelle.
3. MECANISMES DE TRANSFERT DE CONTAMINANTS DE L'EAU DANS L'AQUIFERE POREUX ET PROCESSUS DE POLLUTION DES EAUX SOUTERRAINES

3.1. Transport de nitrates dans les sols et dans la nappe alluviale à l'échelle locale (100 ha).

Les recherches menées ont plusieurs objectifs :

-tenter une estimation des flux hydriques et nitriques d'apport vertical, associés à la surface d'étude ;

-identifier les principaux facteurs de variabilité de ces flux ;

-évaluer leur impact sur la nappe ;

-contrôler la validité de l'estimation spatiale des flux par une confrontation à l'évolution de l'impact réellement observé dans la nappe.

La démarche consiste à discrétiser le milieu et à étudier de manière couplée le transfert hydrique et nitrique dans le sol et dans l'aquifère.

Le secteur d'étude du Ried Central de l'Ill se situe dans la plaine d'Alsace, à une dizaine de kilomètres de Colmar, au niveau des communes d'Ostheim, de Guémar, d'Illhaeusern et de Grussenheim. Cette région au relief peu accentué se caractérise par la présence d'une nappe phréatique dont le toit est proche de la surface du sol (de l'ordre de 1 m), par l'existence de nombreux cours d'eau drainant la nappe et par des sols alluviaux riches en matière organique.

Un grand nombre d'informations sur le site du Ried Central de l'Ill ont été recueillies sur plusieurs années et dans différents contextes pédologiques [Piren-Eau/Alsace, 1989; Bernhard et al., 1992; Laigle et al., 1990]. Elles ont notamment confirmé l'intensité des échanges surface du sol -nappe, la rapidité des transferts et la variabilité des apports depuis la surface qui a une incidence manifeste sur la répartition des teneurs en nitrates dans l'aquifère [Kobus et Zilliox, 1988; Schenck, 1988]. La surface d'approche spatiale couvre le faciès pédologique dont le fonctionnement hydrique et hydrodispersif est le mieux connu par l'interprétation de données ponctuelles [Martelat, 1993]. Dans une même unité pédologique, essentiellement couverte par des cultures de maïs, elle a été délimitée :

-de façon à intégrer un domaine suffisamment vaste pour être représentatif de l'impact des apports à la nappe ;

-pas trop grande pour permettre un échantillonnage de grande densité ;

-en fonction de la position et de la quantité des points d'accès par les puits agricoles ;

-en évitant la présence de chenaux, de cuvettes de décantation et de rivières phréatiques à l'intérieur même du site ;

-à l'extérieur de la zone inondable en période de crue de l'Ill.

Pour décrire le sol, 100 sites de mesure ont été fixés et trois types de prélèvements ont été effectués en chacun des sites. Le squelette de l'échantillonnage se compose d'une grille régulière à maille élémentaire de 50 m de côté, aux nœuds de laquelle se répartissent les stations de prélèvement des échantillons. Cette répartition est plus ou moins lâche et couvre toute la zone retenue pour l'étude de la nappe. Les opérations d'acquisition de l'information relative à la période de simulation allant de novembre 1991 à avril 1992 se décomposent selon le schéma suivant :

-prélèvement de quatre séries d'échantillons, au début de la période de simulation (novembre 1991). Chaque série est destinée respectivement à l'estimation des propriétés hydrodynamiques du sol, à l'analyse de ses caractéristiques texturales et chimiques et à l'identification des conditions initiales de simulation (humidités et concentrations). Ces propriétés sont déterminées en 100 sites ponctuels, lesquels ont

systématiquement donné lieu à la reconnaissance du sol par sondage, jusqu'au toit de l'aquifère ;

-en fin de période de simulation (avril 1992), prélèvement de deux séries d'échantillons pour la détermination des humidités et des concentrations de l'eau du sol. Cinquante sites d'observations ponctuels sont ainsi consacrés à la comparaison aux résultats de simulation à cet instant : vingt cinq points d'observation sont replacés sur des nœuds de la grille d'échantillonnage des paramètres et des conditions initiales, tandis que vingt cinq autres points se situent à l'intérieur des mailles de cette grille ;

-en continu, mesure hebdomadaire de la hauteur piézométrique et prélèvement d'eau de la nappe pour l'analyse de sa concentration en nitrates au droit de 20 points d'accès à la nappe (piézomètres et puits agricoles).

Le domaine non-saturé à l'échelle de la parcelle de 100 ha est représenté par un ensemble de blocs juxtaposés. Le modèle de transfert de nitrates utilisé (PERNEAU) est appliqué à la description 1 D du transfert pour chaque bloc assimilé à une colonne de sol. Ce modèle a été utilisé avec succès pour simuler le lessivage dans les sols à l'échelle de placettes expérimentales (surface 10 m²), placettes situées dans la zone d'étude [Ackerer et al., 1990; Laigle, 1991]. Les transferts latéraux sont négligés. Le flux représentatif de la surface totale pourra être obtenu par intégration des résultats sur l'ensemble des mailles. Le maillage retenu respecte la topographie et l'occupation du sol. La présence de forêt, de prairie ou de blé se traduit par des entrées nulles sur les mailles correspondantes. La limite inférieure de chaque bloc est fixée par la surface piézométrique moyenne sur la période, simulée à l'aide du modèle de nappe. La comparaison des concentrations mesurées et calculées par PERNEAU met en évidence une très faible précision du stock final simulé et un biais aux points où les paramètres et conditions initiales ont été interpolés. Il n'est pas possible de distinguer le niveau d'entrée auquel ce biais est introduit (humidité initiale, concentrations initiales ou paramètres de transfert) et de qualifier la validité des flux recherchés dans un objectif d'estimation globale. La mauvaise qualité de la simulation est compréhensible compte tenu du volume de mesure (quelques cm³) sur lequel ont été estimées les humidités et les concentrations.

L'estimation de l'apport de nitrates associé à la surface d'étude exploite les distributions spatiales des paramètres, des conditions initiales et des conditions à la limite précédemment définies. Cette estimation résulte de 430 simulations élémentaires, réparties conformément au maillage que nous avions fixé à la fois pour le krigeage et pour la discrétisation du domaine de nappe. L'épisode de simulation s'étend sur une période de 7 mois qui débute avec la détermination des conditions initiales (temps initial fixé au jour 330 dans la dernière semaine de novembre) et se termine avec la dernière semaine de mai (jour 512). Les flux associés à la surface sont obtenus par intégration des bilans établis chaque semaine pour chaque bloc par une simulation élémentaire. Le cumul dans le temps aboutit au bilan des échanges avec la nappe, pour l'ensemble du secteur d'étude, sur la durée totale de l'épisode de simulation.

A l'échelle de la surface, l'évolution des flux d'azote suit l'évolution des flux d'eau, avec un "pic" de 3,4 kg/ha en une semaine, et un cumul sur 6 mois représentant une quantité de 17 kg/ha (Figure 6). Nous avons comparé la moyenne spatiale ainsi obtenue (somme des flux élémentaires par maille) au résultat d'une simulation unique des entrées égales à la moyenne des observations associées à la surface du site. Les quantités d'azote amenées à quitter la zone non saturée sont cette fois plus faibles, dépassant difficilement 8 kg/ha. Cette différence, due à la non-linéarité du modèle par rapport aux paramètres, souligne les
<figure><img src="image_172.png" /><figcaption>Figure 6. Flux d'azote hebdomadaire et flux d'azote cumulé au bas de la zone non-saturée [Martelat, 1993].</figcaption></figure>

nécessaires recherches à mener pour la détermination de paramètres équivalents lors de changements d'échelles.

La non uniformité des prédictions, conforme aux observations menées sur d'autres sites de la plaine d'Alsace [Martelat et al., 1991], met en évidence toute la difficulté d'une fertilisation raisonnée. Les quantités d'azote drainées vers la nappe varient, pour un système incluant seulement une dizaine de parcelles, de quelques kg/ha à plus de 70 kg/ha, l'amplitude des différences étant en partie gommée par un nombre de classes limité dans la représentation graphique (Figure 7).

Les courbes d'évolution de la concentration en nitrates calculée dans la frange superficielle de la nappe sont confrontées aux valeurs mesurées dans les puits. Pour chaque puits d'observation, le détail n'est pas reproduit par le modèle, seules les tendances et l'ordre de grandeur des augmentations, sur la durée totale du suivi, sont respectées. L'évolution très régulière donnée par le modèle s'explique par le fait qu'à aucun moment il n'est tenu compte de structures et de porosités complexes de l'aquifère. Par ailleurs, les variations des concentrations mesurées sont probablement liées en grande part à la très forte variabilité spatiale des stocks d'azote présents dans la nappe, celle-ci est prise en compte avec très peu de précision par la grille des concentrations initiales.

## 3.2 Processus de transfert de micropolluants vers la nappe. Exemple du mercure en traces

Dans le cadre de l'étude des mécanismes de transport de micropolluants métalliques et organiques, les travaux de recherche du PIREN-Eau/Alsace ont porté aussi bien sur des métaux lourds que sur des pesticides tels le Disulfoton [Penelle, 1990; Penelle et al., 1989a, b] et l'Atrazine [Mirgain, 1992; Mirgain et al., 1993] ainsi que sur les facteurs d'eutrophisation, phosphore et azote ammoniacal, en milieu terrestre [Sanchez et al., 1991; Weiss et al., 1991; Weiss et Trémolières, 1993] et en milieu aquatique [Robach et al., 1991; Trémolières et al., 1993].

Des développements importants concernent :

- la chimodynamique dans le transport de métaux à l'interface eaux de surface -eaux souterraines et dans les eaux souterraines [Sigg et al., 1992] ;

- la dégradation de pesticides par les microorganismes de l'environnement rhénan [Mirgain, 1992; Mirgain et al., 1989; Mirgain et al., 1993] ;

<figure><img src="image_173.png" /><figcaption>Figure 7. Distribution spatiale des flux nitriques cumulés sur une période de 7 mois [Martelat, 1993].</figcaption></figure>

- les échanges Rhin-nappe révélés par les bioindicateurs végétaux [Carbiener et Trémolières, 1990; Carbiener et al., 1990; Églin et Robach, 1992; Robach et al., 1991; Trémolières et al., 1993] ;

- la modélisation du transfert de solutés réactifs dans les eaux souterraines [Wustmann, 1993].

Pour illustrer ces travaux, les résultats concernant plus spécifiquement le micropolluant mercure seront présentés.

L'attention s'est focalisée sur le mercure à la fois à cause de sa haute toxicité et de la situation régionale (pollution historique de l'III et de la Thur + accident Sandoz sur le Rhin avec déversement de composés organomercuriels). Des scientifiques de différentes disciplines ont été mobilisés pour mener ces études.

- Mécanismes de transport (Laboratoire d'Hydrodynamique des Milieux Poreux de l'Institut de Mécanique des Fluides de Strasbourg).

Des expériences sur colonnes de milieu poreux (sable) portent sur le mercure sous forme minérale (HgCl₂) [Strauss, 1991; Strauss et al., 1990] ou organique (acétate de phénylmercure) [Bicheron, 1992; Bicheron et Buès, 1991; Bicheron et al., 1991a, b; Buès et al., 1991].

Les résultats mettent en évidence deux mécanismes d'échange : l'un rapide et non linéaire, l'autre lent (Figure 8 et 9). Les échanges ne sont pas réversibles (désorption lente et partielle), néanmoins une remobilisation est possible notamment en présence d'ions chlorures.

Quant à l'influence des conditions expérimentales, il a été relevé que l'échelle d'observation (longueur de la colonne) ne
<figure><img src="image_174.png" /><figcaption>Figure 8. Courbes d'élution relatives à l'injection d'une soluté de HgCl₂ en présence de NaCl centimolaire : Influence de la concentration initiale en mercure. Colonne L = 10 cm, d = 2,4 cm et vitesse de l'ordre de 9.10⁻⁵ m/sn, pH 6, [Strauss, 1991].</figcaption></figure>

<figure><img src="image_175.png" /><figcaption>Figure 9. Courbes d'évolution relatives à l'injection d'une solution d'acétate de phénylmercure (PMA). Influence de la concentration initiale en PMA, [Bicheron, 1991]. NB : 1 µg/ml de PMA correspond à 596 µg/l de mercure.</figcaption></figure>

joue un rôle que pour les concentrations en mercure inférieures à 200 µg/l (alors le retard est d'autant plus important que le point d'observation est éloigné de la source) et que la vitesse a un effet même pour les échanges "rapides" (élution plus rapide lorsque la vitesse est plus élevée).

Des travaux sur l'identification des processus de sorption du mercure, sur un milieu poreux naturel, se poursuivent et l'expérimentation sur colonnes est complétée par des calculs prenant en compte les données publiées par divers auteurs, décrivant l'adsorption du mercure sur différentes phases solides modèles, pour vérifier la validité des mécanismes proposés.

-Dégradation par les microorganismes de l'environnement (Laboratoire d'Ecologie Bactérienne de l'Institut de Bactériologie et Laboratoire d'Hydrobiologie de l'Environnement).

Parmi les souches bactériennes isolées du Rhin (10³ à 10⁴ germes/ml selon les sites), la majorité sont des *Pseudomonas* (50 %) avec une prédominance de *P. fluorescens* qui avec *Aeromonas* sp. sont des bactéries ubiquistes classiques des eaux douces. Des

études physiologiques et génétiques ont montré leur résistance au Hg et leur aptitude à dégrader les organomercuriels [Mirgain, 1992].

Pour la mise au point d'un moyen de détection spécifique des gènes de résistance permettant l'adaptation de communautés microbiennes de l'environnement au mercure, deux sondes d'hybridation oligonucléotidiques de synthèse ont été réalisées et marquées au phosphore (³²P).

Les résultats obtenus permettent de conclure que la résistance aux composés mercuriels est largement répandue dans les bactéries aquatiques du Rhin [Mirgain et al., 1992; Piémont et al., 1990]. Des bactéries sélectionnées, résistantes au mercure, ont été mises en culture dans un milieu contenant le PMA (acétate de phénylmercure). La comparaison avec des bactéries non induites par la présence du mercure dans l'environnement hydrique a montré que l'induction favorise la croissance bactérienne et le catabolisme (dégradation) du PMA [Mirgain, 1992] (Figure 10).
<figure><img src="image_176.png" /></figure>

Figure 10. Courbes de croissance de *Pseudomonas fluorescents* et dégradation du PMA en culture à 30°C [Mirgain, 1992].

Les amibes libres isolées du Rhin et sélectionnées pour leur résistance aux composés mercuriels hébergent au moins une souche de bactéries résistantes : formation d'un complexe symbiotique amibes -bactéries permettant l'acquisition par les amibes d'une résistance au mercure grâce à l'utilisation du capital génétique et des potentialités métaboliques des bactéries hébergées [Hagneré, 1993 ; Hagneré et Harf, 1993 ; Harf et al., 1993 ; Harf et al., 1991].

-Bioaccumulation du mercure par les bryophytes aquatiques (Laboratoire de Botanique et d'Ecologie Végétale avec soutien du Laboratoire d'Hydrologie).

Cette propriété a été étudiée dans le cadre de méthodes mises au point pour caractériser les filtrats rhénans (infiltrations d'eau du Rhin dans la nappe) [Roeck, 1992 ; Roeck et al., 1991].

Des bryophytes (*Fontinalis antipyretica* le plus souvent) prélevés dans les rivières alimentées par la nappe (rivières phréatiques) s'écoulant dans le secteur central de la plaine d'Alsace, ont été analysés pour leur teneur en mercure.

Des zones privilégiées d'infiltration ont été mises en évidence (Figure 11), dans le secteur rhénan, confirmées par la présence de phosphates, élément eutrophisant, en quantité notable. Celle-ci se traduit par le développement d'une végétation eutrophe dans les rivières phréatiques dans les secteurs d'infiltration.

Des résultats complémentaires (sédiments, gammares) confirment les zones d'infiltration définies à partir des bryophytes. Il s'avère cependant que les bryophytes restent des bioindicateurs plus fiables de la contamination mercurielle que les gammares.

### Conclusions pratiques.

-Les travaux à caractère fondamental, issus du problème de la pollution des eaux par le mercure, montrent la nécessité d'une grande prudence pour évaluer les risques de contamination par ce micropolluant. Une rétention par le milieu naturel peut être provisoire ; ainsi des changements dans la composition de l'eau (CI') peuvent provoquer une remobilisation du mercure.

-Une vigilance constante est nécessaire et tous les indices doivent être pris en compte : analyses de l'eau, des sédiments, des organismes accumulateurs, résistance des microorganismes.

-L'exemple de l'écosystème rhénan illustre ce propos puisque

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Figure 11. Contamination des eaux phréatiques par le mercure accumulé dans le bryophyte *Fontinalis antipyretica* [Roeck, 1992].

l'évolution des microorganismes (bactéries - amibes) montre par la présence de gènes de résistance une pollution chronique du fleuve. Ceci est confirmé par les travaux effectués sur l'accumulation du mercure dans les sédiments, les gammares et les bryophytes qui permettent de caractériser et de localiser une pollution mercurielle.

## 4. VALEUR DE PRESERVATION DE LA QUALITE DES EAUX SOUTERRAINES EN ALSACE : UNE ESTIMATION SUR LA BASE DE LA METHODE D'EVALUATION CONTINGENTE

La méthode d'évaluation contingente permet, grâce à un questionnaire multi-hypothèses, de révéler la "disponibilité à payer" d'un ménage pour le maintien de la qualité d'une ressource, pour la préservation d'un milieu menacé, pour la protection d'un paysage... [Stenger, 1994]. Le questionnaire est soumis à un échantillon représentatif de la population. Les valeurs moyennes calculées sur l'échantillon peuvent ensuite être extrapolées à l'ensemble de la population afin d'obtenir une mesure du bénéfice social de la préservation. Une définition possible de la méthode d'évaluation contingente est la suivante : c'est une technique d'enquête dont l'objectif est d'estimer grâce à un marché hypothétique, la valeur monétaire d'un "changement" affectant le bien-être d'un groupe d'agents. Nous
avons employé cette méthode pour estimer la valeur de préservation de la qualité des eaux souterraines en Alsace.

La méthode d'évaluation contingente est une méthode d'estimation de certaines valeurs, généralement des valeurs de non-usage, qui ne peuvent être observées directement, contrai- rement aux valeurs qui s'expriment sur un marché [Willinger, 1994]. Appelées aussi valeurs intangibles, les valeurs de non-usage représentent une extension du concept traditionnel de valeur. Les économistes distinguent différentes valeurs de non-usage ou de préservation. Les plus importantes d'entre elles sont la valeur d'option, la valeur d'existence, la valeur de legs, la valeur "potentielle"(3). La valeur d'option mesure la disponibilité à payer d'un agent pour conserver l'opportunité de choisir entre des usages alternatifs d'une ressource naturelle à une date future. Cette valeur est particulièrement importante pour les éléments du patrimoine naturel menacés de disparition irréversible. La valeur d'existence est la disponibilité à payer pour le fait de savoir que la ressource est préservée, même si elle ne doit pas être utilisée dans le futur. Au-delà des difficultés méthodologiques que pose la notion du point de vue économique, sa mesure est très sensible à l'expérience, à l'information disponible sur la ressource ou au bien à évaluer. La valeur de legs est la satisfaction tirée du fait de léguer aux générations futures un environnement ou une ressource préservés.

La méthode d'évaluation contingente a été employée pour estimer la valeur de préservation de la qualité des eaux souterraines en Alsace, à partir d'une catégorie d'usagers : les ménages. L'eau de la nappe phrétique d'Alsace est d'ores et déjà contaminée en différents endroits par diverses substances (chlorures, nitrates, hydrocarbures, etc...). Des menaces de pollution existent dans différentes localisations. Pour cette enquête nous avons retenu 10 villes localisées dans le périmètre de la nappe et alimentées par celle-ci, entre Mulhouse et Lauterbourg. Différents critères ont motivé le choix des sites d'enquêtes : présence de risques de pollution ou non, exposition à des pollutions de la nappe dans le passé, absence de toute pollution sur le site, présence d'une "pollution récurrente", etc... Au total plus de 1000 enquêtes directes ont été menées sur le terrain, respectant la répartition par catégorie socio-professionnelle, pendant une durée de 5 mois (mi-février à mi-juillet 1993). Le questionnaire contingent comprenait 4 phases (4). Les phases 1 et 2 étaient destinées à évaluer la connaissance par les ménages des problèmes liés à l'eau souterraine et à la tarification de l'eau potable. La phase 3 consistait à évaluer la disponibilité à payer des ménages pour la préservation de la qualité des eaux souterraines en utilisant deux méthodes de paiement : le référendum, qui consiste pour la personne interrogée à accepter ou refuser un montant proposé par l'enquêteur(5), et la révélation directe où l'enquêteur demande quelle est la disponibilité maximale à payer (DMP) de la personne interrogée. La phase 4 était destinée à recueillir des données socio-économiques (revenu, âge, profession, etc...). Les hypothèses testées sont au nombre de trois : 1) l'exposition à une pollution est une variable explicative significative de la DMP pour la préservation de la qualité de la nappe phrétique d'Alsace ; 2) la probabilité de réussite du programme de préservation de la qualité de la nappe influence la DMP : plus le risque s'affaiblit, plus la DMP

augmente ; 3) un apport d'information relatif à la connaissance du montant de la facture d'eau affecte de manière significative la DMP des agents.

Les résultats de l'étude révèlent une disponibilité moyenne à payer de 617 Francs par ménage et par an par la méthode de révélation directe, et des montants comparables pour les différentes estimations réalisées sur la base de la méthode du référendum. Des variations significatives existent selon les sites d'enquêtes. Ce montant est comparable à ceux observés dans d'autres études contingentes portant sur des risques de contamination de nappes ailleurs dans le monde. Sur les 32 variables retenues pour expliquer l'acceptation dans la méthode du référendum, 9 seulement se sont révélées significatives. Parmi les variables significatives on trouve notamment un indice de localisation, la fréquence de consommation d'eau du robinet, le revenu, et le montant proposé par l'enquêteur. La première hypothèse est confirmée : la localisation par rapport à la qualité de l'eau souterraine influence la DMP. Parmi les variables non-significatives on peut remarquer un indice de la "sédentarité", l'exposition antérieure à la pollution, le fait d'acheter de l'eau embouteillée ou non.

La principale conclusion de ce travail est la remarquable convergence des deux méthodes de révélation retenues pour l'estimation des valeurs de préservation. On trouve en effet des résultats sensiblement égaux entre la disponibilité moyenne à payer observée et les disponibilités moyennes estimées par la méthode du référendum et la méthode ouverte(6). Une simple extrapolation montre que la disponibilité à payer annuelle de la région s'élève à 368 millions de francs pour la variante minimum et à 431 millions de francs pour la variante maximum. Comment doit-on interpréter cette grandeur ? Compte tenu du questionnaire il s'agit du montant que les habitants de la région sont disposés à payer pour la préservation de la qualité de l'eau souterraine, quel que soit le motif (pour leur propre consommation présente et/ou future, pour la consommation des générations futures, etc...). De plus ces montants sont d'un ordre de grandeur comparable aux montants qui ont été estimés pour d'autres nappes dans des études similaires. Bien sûr, les montants ne sont pas directement comparables en raison de multiples différences (revenu moyen, localisation, dépendance par rapport aux eaux souterraines, etc...). Néanmoins, il est probable que la coïncidence ne soit pas purement fortuite, bien qu'il soit difficile de la justifier. Il serait intéressant d'explorer cette voie plus avant. Il faut cependant garder à l'esprit que le montant calculé est relatif au contexte particulier construit par le questionnaire. En proposant des scénarios différents ou un instrument de paiement différent, le montant aurait été très certainement différent également. En d'autres termes, en appliquant une telle

<footnote>(3) La valeur potentielle est ici définie comme l'équivalent de la "serendipity value", à savoir la valeur d'une découverte scientifique future. La valeur "potentielle" qui s'applique surtout à la préservation de la biodiversité, est une valeur hypothétique qui résulterait d'une découverte scientifique future.</footnote>

<footnote>(4) Le questionnaire et le choix des sites ont été réalisés en collaboration avec le PIREN-Eau/Alsace, le CRPEE (Montpellier) et l'ENGEES (Strasbourg)</footnote>

<footnote>(5) Le scénario d'évaluation a été le suivant : "Dans cette question, nous souhaiterions évaluer l'intérêt à protéger ou non la qualité de la nappe. L'eau de la nappe phrétique d'Alsace est une eau de bonne qualité dans la plupart des communes. Mais elle est menacée par différentes sources de pollution. Il s'agit de stopper les pollutions actuelles et d'empêcher l'apparition de nouvelles pollutions.</footnote>

<footnote>Version 1 : Supposez que si rien n'est fait, la nappe sera entièrement contaminée d'ici 10 ans. Au contraire, avec un programme de préservation, le risque qu'elle soit contaminée devient pratiquement nul.</footnote>

<footnote>Version 2 : Supposez que si rien n'est fait, la nappe sera entièrement contaminée d'ici 10 ans. Au contraire, avec un programme de préservation, le risque de contamination est réduit de 75 %.</footnote>

<footnote>Si le coût de la préservation de la nappe dans sont état actuel était de [XFcs], accepteriez-vous de payer par an et pour votre ménage un supplément de [XFcs] sur votre facture d'eau ? (oui ou non)."</footnote>

<footnote>(6) 617 F pour la moyenne observée, 715,48 F pour la moyenne calculée par le modèle "Logit", et entre 610,92 F et 707,02 F pour les moyennes calculées par le modèle "Tobit"</footnote>
méthode il faut rester conscient du fait que le résultat est davantage le résultat d'une "construction" que d'une "observation". Nous acceptons ici le terme "construction" dans un sens positif, non comme une limitation de la méthode. Même s'il était possible de minimiser les effets de la plupart des biais, le montant observé ou calculé resterait conditionné par le(s) scénario(s) proposé(s) par le questionnaire. Il est donc plus important, dans une certaine mesure, de savoir quel est l'objectif de l'évaluation que de savoir comment en minimiser les biais.

Comme suite à ce travail plusieurs extensions nous paraissent importantes. La première consisterait à étendre l'évaluation aux autres usagers : les agriculteurs et les industriels. L'intérêt serait de disposer d'une évaluation complète de la valeur de préser- vation regroupant les 3 catégories d'usagers. La seconde consis- terait à étendre l'enquête à toute la nappe phrétique, c'est-à-dire à la population d'outre-Rhin. Cette extension nécessiterait également l'élaboration d'un questionnaire spécifique compte tenu des différences culturelles, d'habitudes de consommation et de gestion de l'eau. Elle aurait l'intérêt de permettre de tester la validité des résultats obtenus pour le cas français, et de pouvoir réaliser une estimation globale, car en réalité il n'existe pas de discontinuité territoriale pour la nappe. Enfin, la troisième extension consisterait à soumettre le questionnaire existant à des populations dont l'alimentation en eau douce ne dépend pas directement de la nappe, mais qui habitent dans des régions limitrophes. Cette étude, la plus facile à réaliser des trois, permettrait, d'une part d'évaluer l'incidence du coefficient d'éloignement par rapport à la nappe phrétique sur la disponibilité à payer, et d'autre part d'isoler la valeur d'existence des autres valeurs.

## 5. ASPECTS SOCIAUX DE LA GESTION DE L'HYDROSYSTEME

La gestion d'un hydrosystème, ou d'une unité environne- mentale socio-économique, pose la question des rapports entre les agents ou acteurs sociaux, de leur rapport à l'espace et de leur manière de se l'approprier matériellement ou symboliquement. Il ne s'agit pas seulement de la gestion de l'eau en tant que ressource, mais de l'hydrosystème dans son ensemble, c'est-à-dire du milieu naturel dont la structure, la composition et le fonctionnement déterminent la qualité de l'eau, en particulier celle de la nappe phrétique. Le sociologue s'est donc principalement intéressé, non à l'eau seule, mais à l'ensemble de l'écosystème aquatique et terrestre adjacent (le Ried central de l'III, exemple d'une zone humide sensible) en relation avec la qualité de l'eau. L'analyse des implications sociales de la gestion de l'espace du Ried central de l'III a permis de mettre en évidence certains acteurs sociaux pertinents autour desquels se structurent les stratégies de concertation, se traduisant en conflits ou en coopérations [Mermet, 1992]. Ces acteurs, au-delà de leurs motivations "économiques", agissent également en fonction de représentations sociales spécifiques de la nature et de la relation homme-nature.

Les deux pôles structurants du conflit autour de l'aménagement et de la gestion de l'espace sont les agriculteurs et les protecteurs de la nature, mais d'autres acteurs interviennent de manière déterminante dans cette problématique. Ce sont les usagers et acteurs du tourisme, du sport et des loisirs (chasseurs, pêcheurs, kayakistes, structures de développement local axées sur le tourisme), les scientifiques (notamment le Piren-Eau/Alsace), et les pouvoirs publics : l'Etat (Préfecture, DDAF, DIREN), et le Conseil Régional (ces deux structures formant chacune une sorte de microsociété traversée par les différents courants ci-dessus), les communes, les établissements publics (Agence de l'eau).

L'opposition entre les deux pôles repose en partie sur des

représentations et des pratiques de la nature divergentes à priori. La situation se traduit en général par des stratégies d'appropriation de l'espace concurrentes. La manière de présenter ces rapports sociaux insiste principalement, en forçant le trait pour faciliter la compréhension, sur les conflits et les oppositions en termes de structures, mais elle ne devrait pas occulter l'existence conjointe d'activités positives entre acteurs, et notamment des coopérations entre représentants de groupes "en opposition". Par exemple à la suite, notamment, de l'action des associations de protection de la nature, la politique de maintien des prairies dans le Ried, mise en oeuvre par le Conseil Régional, s'est, dans un premier temps, heurtée à une opposition des organisations agricoles. Cette situation conflictuelle entre structures n'a pourtant pas empêché certaines actions de partenariat locales entre les associations ou la collectivité et des agriculteurs à titre individuel.

Selon une approche idéaltypique (concept de type idéal de Max Weber) on peut construire une échelle des représentations de la nature dont les deux extrêmes seraient :

- la nature produite : la nature est la conséquence de l'activité humaine, elle est d'autant plus "belle" qu'elle est plus entretenue ou travaillée. Cette nature serait représentative des agriculteurs.

- la nature sans l'homme : la nature se développe spontanément, elle est d'autant plus "belle" qu'elle est moins entretenue. Cette nature serait représentative des protecteurs de la nature.

Ici ces deux représentations, on peut construire un continuum où se placent les autres acteurs se reconnaissant plus ou moins dans ce qu'on peut appeler "la nature contrôlée". La population indépendante des groupes organisés, quant à elle, semble pencher de plus en plus du côté de la "nature sans l'homme", et être en faveur d'une gestion de l'espace dont la vocation affichée ne soit pas uniquement celle de la production agricole. Les agents sociaux habitant ou fréquentant l'espace rural du Ried et ayant un rapport davantage contemplatif qu'utilitaire avec cet espace attendent une gestion du paysage conforme à leurs représentations plus ou moins mythiques de la campagne, et qui est évidemment en contradiction avec la gestion agricole actuellement pratiquée [Mathieu et Jollivet, 1989].

Nous faisons ici l'hypothèse que la gestion de l'espace rural s'apparente à un champ social (au sens que lui a donné Pierre Bourdieu). Le champ correspond à un univers auquel adhèrent un certain nombre de personnes reliées entre elles par des relations objectives et des habitus(7), et qui disposent d'un certain capital social, ces éléments déterminant la hiérarchie et leurs stratégies d'appropriation du pouvoir dans ce champ. Pendant les dernières décennies ce champ était dominé par les agriculteurs. Depuis quelques années, cette domination est contestée par les protecteurs de la nature organisés qui tentent de s'approprier une partie du capital spécifique de ce champ. Les collectivités et l'Etat interviennent entre autres comme régulateur social et comme agent de légitimation de ce capital en fonction de la demande sociale perçue dans la population.

## 6. ELEMENTS DE PROSPECTIVE

A partir de la connaissance que l'on a du transfert d'un polluant vers une nappe dans des conditions déterminées de milieu traversé et de transport, la définition des secteurs de nappe plus ou moins vulnérables aux pollutions peut être envisagée et devrait aboutir à l'élaboration d'un schéma de planification pour la protection des eaux. Il nécessite la mise au point d'un outil

<footnote>(7) habitus : ensemble d'opinions, de comportements et d'habitude et tout cela intériorisé par l'individu.</footnote>
<figure><img src="image_178.png" /><figcaption>Figure 12. Indices de vulnérabilité.</figcaption></figure>

d'évaluation des risques de contamination de la ressource en eau souterraine. Cet outil inclut l'identification et la quantification de facteurs individuels susceptibles d'expliquer la vulnérabilité de la nappe, mais aussi l'évaluation de l'importance de chacun d'eux. Les outils de ce type existent et se sont limités le plus souvent à trouver des indicateurs prédictifs par exemple de la capacité des sols à faire barrière à l'entrée des contaminants [Kuhnt et Jensen-Huss, 1990] ou à établir des cartes de vulnérabilité par région sur la base d'indices calculés pour la vulnérabilité des eaux de surface et souterraines intégrant des caractéristiques physiques [Lemme et al., 1990]. Une autre approche est l'utilisation de SIG (système d'information géographique) combinant là encore des facteurs physiques auxquels s'ajoute la couverture du sol et son utilisation [Evans et Myers, 1990; Pringle-Baker et Panciera, 1990].

Bonomi et al. [1994] considèrent que l'évaluation des risques de contamination des eaux souterraines doit prendre en compte la vulnérabilité naturelle, le risque lié aux activités humaines et le coût résultant des pollutions. Ainsi la détermination d'indices de vulnérabilité intrinsèque, somme des indices de fonctionnement du système, et de vulnérabilité induite, somme d'indices de gestion caractérisant les impacts d'origine anthropique, a déjà été suggérée par Fustec et al. [1991] dans les systèmes de vallées fluviales.

L'évaluation de la vulnérabilité naturelle ou intrinsèque doit être une approche holistique et pourrait être un indice résultant de la combinaison des facteurs liés aux caractéristiques physico-chimiques et biologiques d'un secteur donné. L'indice proposé reflète l'état du milieu-ressource (Figure 12) et définit des zones de transfert plus ou moins efficaces d'un contaminant vers la nappe. Les séries de paramètres identifiées concernent les eaux souterraines et de surface, les substrats et la couverture végétale. Un indice peut être calculé à partir de caractéristiques classiques de chacun des compartiments, par exemple pour les eaux, on analysera la recharge de la nappe, la qualité des eaux et la profondeur de la nappe. Le substrat est abordé à la fois comme système de filtration des eaux de pluie, de ruissellement, d'irrigation et d'épuration, et comme interface rivière-nappe et écosystème terrestre-nappe. Ces caractères peuvent être analysés à partir des modalités de leur mise en place et de leurs propriétés

physiques (conductivité hydraulique, capacité d'échange, adsorption-désorption), chimiques et biochimiques liés aussi aux types de polluants (volatilisation, oxydo réduction, biodégration). Ainsi le relief intervient en tant que source exogène de solutés formés par l'écoulement en surface et en subsurface, mais aussi en tant que facteur de diversification de l'offre, lié aux apports énergétiques. Le dernier facteur concerne l'occupation du sol par la végétation. Il dépend fortement des types et des cycles de végétation (forêt, prairies et/ou cultures), de la biodiversité spécifique et fonctionnelle notamment dans l'utilisation des éléments minéraux.

L'indice de vulnérabilité induite est lié à l'impact des activités humaines sur le milieu-ressource et donc au mode de gestion de l'espace. Il prend en compte l'assainissement (types, état des réseaux, rejets aux sorties des stations d'épuration...), les cultures (types de production, superficies, pratiques culturales), les usages de la ressource-eau (prélèvements dans la nappe, aménagements hydrauliques, types d'irrigation, activités de loisirs), ainsi que d'autres activités sources de pollution telles que l'épandage d'effluents, les décharges, les gravières, les rejets industriels ou encore les apports atmosphériques.

Un troisième indice pourrait faire intervenir la manière dont les agents ou les groupes sociaux perçoivent la fragilité de la ressource et les risques qu'elle encourt, mais aussi leur perception de la valeur de préservation de la ressource. Cet indice de vulnérabilité perçue serait fondé sur les facteurs de socialisation de l'environnement et de la nature. La perception des risques pourrait être évaluée à partir :

-des représentations des différents agents sociaux impliqués dans l'environnement et de leur logique,

-de l'évolution de l'arbitrage du droit dans les domaines des contrôles, des statuts des biens (nature...) et de la perception du juge en tant que révélateur des contraintes supposées nécessaires à la limitation des risques,

-de la valeur économique et/ou patrimoniale accordée à certains éléments de l'environnement,

-de la place et du poids de la recherche scientifique en tant que révélateur de la perception objective du risque et de l'importance qui lui est accordé,

-des choix politiques affichés et réels en matière d'environnement.

Les indices de vulnérabilité intrinsèque et de vulnérabilité induite résulteront de la pondération des différents facteurs et pourront être combinés en un indice partiel de vulnérabilité. L'indice global de vulnérabilité sera la combinaison des indices partiel et de perception de la vulnérabilité. Il reste à préciser que l'indice de vulnérabilité perçue est aussi un intrant des effets anthropiques dans la mesure où en fonction de la façon dont la société perçoit le système, elle réagira en modifiant le système par des techniques ou pratiques (Figure 12) qui modifieront en retour le degré de vulnérabilité de la ressource eau. Ces indices permettraient de circonscrire des écorégions telles que définies par Bailey [1976] et Omernik [1987] par exemple, fondées sur une homogénéité de combinaison de facteurs.

Remerciements. Pour la réalisation de cet article, nous exprimons nos remerciements à Claire Beller, Annie Bouzeghaï et Christophe Sira (illustration), Catherine Helmeringer et Sylvie Villain (traitement de texte).

Le travail du PIREN-Eau/Alsace a bénéficié du soutien du Centre National de la Recherche Scientifique, du Ministère de l'Environnement et de la région Alsace.

Les auteurs font partie des équipes de recherche dont l'activité à permis d'obtenir ces résultats. Que tous, chercheurs, enseignants-chercheurs, ingénieurs, techniciens et administratifs soient remerciés.
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Une bibliographie plus complète est fournie dans les
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<figure><img src="image_179.png" /></figure>
# LA DECOMPOSITION GEOCHIMIQUE DE L'HYDROPROGRAMME DE CRUE :
## LE ROLE DU SOL
### (LES BASSINS VERSANTS DE LA PISTE SAINT - ELIE, GUYANE)

Thierry BARIAC, Antoine MILLET

Laboratoire de Biogéochimie isotopique, Case 120, Université Pierre et Marie Curie - INRA, 4 place Jussieu, 75252 Paris

Catherine GRIMALDI, Michel GRIMALDI

Station de Science du Sol, INRA, 65 rue de St-Brieuc, Rennes cedex

Pierre HUBERT, Hélène MOLICOVA

Centre d'Informatique Géologique, École des Mines de Paris, 35 rue Saint-Honoré, 77305 Fontainebleau

Laurent BRUCKLER, Patrick BERTUZZI

Station de Science du Sol, INRA, Domaine de Saint-Paul, BP 91, 84143, Montfavet

Yves BRUNET

Station de Bioclimatologie, Domaine de la Grande Ferrade, 71 Avenue Édouard Bourleaux, BP 81, 33883 Villenave-d'Ornon

Jacques BOULEGUE

Laboratoire de Géochimie et de Métallogénie, Université Pierre et Marie Curie, Case 124, 4 place Jussieu, 75252 Paris

André GRANIER

Station d'AgroPédologie de la zone caraïbe, INRA, Domaine Duclos Petit-Bourg, BP 1232, 97185 Pointe-à-Pitre

Régis TOURNEBIZE

Station de Recherches Forestières, INRA, Champenoux, 54280 Seichamps

Un échantillonnage intensif de la pluie, de l'eau dans le sol et de l'eau du thalweg a été réalisé lors d'une crue sur deux petits bassins versants (prairie et forêt primaire) en Guyane française. Une décomposition géochimique reposant sur les traceurs isotopiques de l'eau et des traceurs hydrochimiques conservatifs a été effectuée afin d'identifier les différentes composantes de l'hydrogramme de crue. Cette décomposition a montré que les principales sources d'alimentation provenaient de l'écoulement hypodermique et des couches du sol situées à différentes profondeurs.

Intensive sampling of rainfall, soil water and runoff was carried out in a tropical forest on two small but highly responsive catchments (French Guiana). Following deforestation, one of them is now a meadow, the other one is still a primary forest. A geochemical hydrograph separation, based on isotopic tracers and hydrochemical tracers, has been performed to separate streamflow into subsurface quick flow, mixing zone and groundwater slow flow contributions. Soil water (surface and deep layers) plays a significant role in the streamwater chemistry generation. With a few reasonable assumptions, a two or three-component model acknowledging contributions from different compartments can explain the temporal variation of the geochemical tracers observed in the streamflow response.

## 1. INTRODUCTION

La décomposition de l'hydrogramme de crue en différentes composantes (écoulement rapide superficiel, écoulement retardé hypodermique et écoulement de base souterrain) est classiquement effectuée à partir d'une méthode de décomposition graphique [Barnes, 1939]. L'emploi de cette méthode suppose que les constantes de temps relatives aux différents écoulements de décrue soient très différentes. Ceci permet d'extraire successivement une composante d'écoulement souterrain, puis d'écoulement hypodermique et enfin, une composante de ruissellement superficiel. Ce mode de décomposition peut largement surestimer la contribution du ruissellement superficiel à la crue. Il s'agit d'un problème qui reste relativement secondaire, tant que l'objectif de l'hydrologue est la reconstitution ou la prévision des débits. Cette détermination devient un problème essentiel dès qu'il s'agit de reconstituer ou de prévoir la qualité de l'eau des rivières [Hubert, 1989].

Des traceurs géochimiques (isotopiques et chimiques) peuvent être utilisés pour la détermination de l'origine et l'étude de l'histoire de l'eau à l'exutoire du bassin versant. Les traceurs utilisés peuvent être :

a) conservatifs, comme les isotopes stables de l'eau. Ces marqueurs intrinsèques de la molécule d'eau permettent une approche temporelle de la décomposition de l'hydrogramme de crue basée sur l'âge de l'eau des réservoirs.

b) Non conservatifs, comme la plupart des traceurs chimiques. Ces marqueurs permettent une approche plus spatiale de la décomposition de l'hydrogramme de crue, basée sur l'existence dans le bassin de plusieurs réservoirs (différentes couches de sol, zone saturée ...) caractérisés par des compositions chimiques homogènes, stables et distinctes. Cette dernière approche (origine spatiale des contributions à la crue) complète l'approche temporelle évoquée précédemment. Cependant en raison du caractère non conservatif de ces traceurs chimiques, il est souvent difficile de comparer les contributions respectives des différents réservoirs calculées à partir des concentrations de ces différents traceurs.

L'approche isotopique peut donc permettre de déterminer l'origine de l'eau qui alimente les réservoirs et d'interpréter ou de reconstituer l'histoire de cette eau dans les réservoirs considérés [Sklash et Farvolden, 1982; Rodhe, 1987; Wels et al., 1990, 1991; McDonnell and Kendall, 1992]. En association avec une approche hydrochimique, elle est utilisable à l'échelle du bassin
<figure><img src="image_180.png" /><figcaption>Figure 1a. Le bassin versant "A" (localisation des stations tensio-neutroniques A1, A2 et A3).</figcaption></figure>

<figure><img src="image_181.png" /><figcaption>Figure 1b. Le bassin versant "B" (localisation des stations tensio-neutroniques B1, B2 et B3, B4 et B5 et des fosses pédologiques).</figcaption></figure>

versant dans le cadre de la décomposition de l'hydrogramme de crue. Cependant, l'utilisation de ces deux familles de traceurs ne permet d'identifier que des volumes d'eau à l'exutoire du bassin lors de cheminements simples de l'eau à travers ce bassin. Lorsque la réalité est plus complexe (cas d'une molécule d'eau de pluie qui a tout d'abord ruisselé à la surface du sol, puis s'est infiltrée pour participer à l'écoulement hypodermique, avant de percoler et de rejoindre une nappe souterraine, pour enfin atteindre un cours d'eau), on peut raisonnablement douter de la qualité des informations apportées par la méthodologie géochimique, que les traceurs soient conservatifs ou non.

La combinaison de différentes approches qui associent des informations hydriques, hydrologiques et géochimiques doit permettre de proposer un schéma unique du fonctionnement du bassin versant considéré [Ambroise, à paraître].

## 2. CARACTERISTIQUES GENERALES DES BASSINS VERSANTS ETUDIES

Cette étude est menée sur 2 petits bassins versants (1,3 et 1,6 ha respectivement) de la piste Saint-Elie (Guyane), aménagés lors de l'opération ECEREX [Sarrailh, 1990; Fritsch, 1990]. Ces 2 bassins (Figures 1a et 1b), dépourvus d'écoulement permanent, ont été retenus car ils présentent des caractéristiques de sols, de pente et de pluviométrie très semblables. Ils ne diffèrent que par leur couverture végétale (graminées sur le bassin "A" et forêt primaire sur le bassin "B").

Des différents types de sol caractéristiques de ces bassins [Grimaldi et al., 1990], retenons essentiellement l'existence d'un horizon argileux rouge, situé à des profondeurs variables dans les couches supérieures du sol à des profondeurs variables. Lors des épisodes pluvieux, cet horizon ralentit l'infiltration de la pluie et
<figure><img src="image_182.png" /><figcaption>Figure 2. Evolution de la teneur en oxygène 18 pondérée de la pluie par rapport à la hauteur de pluie cumulée prélevée dans les pluviomètres installés sous forêt (pluviomètres 2801, 4561 et 9843), en clairière (exutoire du bassin versant "B") et sur le bassin "A" planté en graminées (pluviomètres A1 A2 et A3) le 15/05/1993.</figcaption></figure>

peut constituer le plancher d'une nappe temporaire. Cette
saturation du sol, associée à un effet de pente (15 à 20%),
provoque un écoulement latéral à travers la macroporosité le
long du versant jusqu'au ruisseau [Grimaldi et Boulet, 1989].

Selon la profondeur de cet horizon argileux rouge, deux familles de sol peuvent être caractérisées par la nature de leur drainage [Boulet, 1990] :

-les sols à drainage vertical libre et profond (10% du sol, en amont du bassin en forêt primaire). Cet horizon est alors situé à une profondeur supérieure à 1,00 m.

-Les sols à drainage vertical ralenti (100 % des sols du bassin en graminées et 90% des sols du bassin en forêt primaire). L'horizon argileux rouge est situé à une profondeur voisine de 0,40 m.

3. PROTOCOLE EXPERIMENTAL.

Au cours de différentes crues (24 mai 1992 et 15 mai 1993),
nous avons échantillonné :

a) l'eau aux exutoires des deux bassins, suivant un pas de temps variable (5 à 15 minutes),

b) l'eau, le long du thalweg (3 stations) de façon à pouvoir étudier l'existence éventuelle de "provinces géochimiques" dans le profil longitudinal ainsi réalisé (15 mai 1993).

c) la pluie, toutes les 15 minutes, dans les 8 pluviomètres du bassin A et dans les 31 pluviomètres du bassin B.

d) l'eau des drains installés dans les fosses pédologiques sur le bassin versant B.

En 1993, différents dispositifs de prélèvement (bougies poreuses pour la chimie isotopique et micropiézomètres pour l'hydrochimie) sont venus compléter les installations précédentes.

Un relevé des différentes stations tensiométriques a été
effectué tout au long de la crue. Ce dispositif a été complété en
1993, par l'adjonction de 7 nouvelles stations tensiométriques de
façon à pouvoir suivre l'évolution du potentiel hydrique dans le
sol simultanément sur les deux versants des deux bassins.

La veille des crues, des échantillons de sol ont été prélevés à proximité des stations tensiométriques des bassins de façon à caractériser un état initial isotopique de l'eau dans le sol.

4. RESULTATS ET DISCUSSION.

4.1. *La composition isotopique des précipitations.*

Lors des épisodes de précipitation, la fraction liquide s'enrichit en isotopes lourds par rapport à la phase gazeuse résiduelle. Les évolutions des compositions isotopiques de la vapeur d'eau atmosphérique au sein du nuage et de la précipitation résultante ont été souvent interprétées à travers le modèle de la distillation de Rayleigh [Dansgaard, 1964]. D'autres approches, plus complètes et plus rigoureuses, ont cherché à interpréter le signal isotopique des précipitations mesuré à de grandes échelles [Joussaume et al., 1984, Jouzel et al., 1987]. Des approches très récentes [Gedzelman et Arnold, 1994], menées à des échelles intermédiaires, pourraient être utilisées dans le cadre de l'interprétation de ces signatures isotopiques des précipitations.

De 04h00 à 14h30, différents épisodes pluvieux composent l'averse du 24 mai 1992. Les lames d'eau précipitées sont respectivement de 53,8 mm et de 56,7 mm sous le couvert forestier et sur le bassin planté en graminées. La différence entre ces deux valeurs représente une perte de 5,6 % due à l'interception de la pluie par la canopée. Cette valeur reste très en deçà de la valeur moyenne de 15 % observée sur ce même site [Roche, 1982].

Sur le bassin B, les 31 pluviomètres sont répartis aléatoirement sur une centaine de mètres le long d'une ligne parallèle au thalweg de façon à pouvoir étudier l'éventualité d'une organisation de la pluie au sol sous forêt, à l'échelle décamétrique et comparer ce résultat à celui obtenu sur un bassin versant ouvert (bassin A).

Les variogrammes ainsi déterminés restent de type aléatoire
pur avec un effet de pépite important. Le processus de précipi-
tation sous canopée doit donc être considéré comme un
phénomène discontinu, sans organisation spatiale.

Deux phénomènes se superposent :
<figure><img src="image_183.png" /><figcaption>Figure 3. Evolutions temporelles de la hauteur de la pluie et du débit mesuré à l'exutoire du bassin versant "B" en forêt primaire (24/05/1992).</figcaption></figure>

-caractère continu de la pluie qui arrive au sol, en l'absence d'interception (allure parabolique du variogramme). Ceci permet de caractériser le phénomène au-dessus de la canopée.

-caractère très irrégulier de l'interception en raison de l'hétérogénéité du milieu (variogramme plat). L'enregistrement au sol sous la forêt est donc le reflet d'une structure régulière modifiée de façon chaotique par l'interception.

La teneur en oxygène 18 de la pluie varie très faiblement dans l'espace sur les 2 bassins (les écarts-types sont semblables sur les deux bassins).

Les variogrammes relatifs à la composition isotopique de la pluie sous canopée ne démontrent pas l'existence d'une structure spatiale et confirment donc l'indépendance des postes pluviométriques.

La réévaporation d'une partie de la pluie interceptée par le couvert végétal n'entraîne pas de modification isotopique importante de l'eau résiduelle sur les feuilles : en fin d'averse, la fraction de pluie interceptée s'évapore dans une atmosphère à humidité relative élevée (supérieure systématiquement à 90%). Ce processus modifie très faiblement la composition isotopique de la fraction d'eau résiduelle [Gat et Tzur, 1967].

Les prélèvements intensifiés (15 mai 1993) montrent une évolution similaire de la teneur en oxygène 18 pondérée de la pluie prélevée au sein des pluviomètres (Figure 2) installés sous et hors forêt (clairière du bassin "B" et bassin ouvert "A"). Il existe une certaine différence entre les différentes teneurs pondérées, provoquées, sur le bassin "A", par l'hétérogénéité de la quantité d'eau précipitée et de la composition isotopique de la pluie au sein du nuage (effet massique et thermique). Sur le bassin "B", cette différence est liée aux mêmes causes externes déjà mentionnées pour le bassin "A", mais associées à un effet capacitif du couvert végétal (processus d'interception par la canopée qui peut modifier la composition isotopique de la pluie par mélange de fractions successives d'averse lors de leur écoulement le long du feuillage).

<figure><img src="image_184.png" /><figcaption>Figure 4. Évolutions temporelles de la teneur en oxygène 18 (%) de la crue et de la pluie prélevées sur le bassin versant "B" en forêt primaire (24/05/1992).</figcaption></figure>

## 4.2. Variabilité temporelle de la signature isotopique de la crue (24/05/1992).

L'averse complexe provoque 2 crues successives.

Au cours de la première crue (07h58-10h08), le débit à l'exutoire reste très faible (quelques l/s).

La seconde crue débute au cours du troisième épisode pluvieux (11h35). Les 3 pics de cet hydrogramme de crue (en particulier, le pic principal enregistré à 12h35) correspondent aux maxima d'intensité de la pluie (Figure 3).

La composition isotopique de l'eau prélevée à l'exutoire des 2 bassins versants tend vers celle de la pluie sans jamais l'atteindre (Figure 4). Ceci pourrait être attribué à une variabilité spatiale de la composition isotopique de la pluie à l'échelle du bassin versant. Cette variabilité remettrait en cause la représentativité du dispositif pluviométrique et de la signature isotopique de la pluie ainsi déterminée. Mais une nouvelle expérimentation (15 mai 1993) met en évidence une absence d'évolution de la composition isotopique de l'eau entre 3 stations de prélèvement installées le long du thalweg (tête, mi-pente et exutoire) à un instant donné. Cela démontre que seules les évolutions temporelles des signatures isotopiques de l'eau de pluie et des zones temporairement saturées du sol provoquent celle du ruisseau. La variabilité spatiale de la composition isotopique de l'eau de pluie et de l'eau du sol n'a donc pas d'influence sur celle du cours d'eau.

Cela pourrait être également attribué à un mélange entre l'eau de l'événement pluvieux et une eau du sol antérieure à cet événement, de composition isotopique différente.

## 4.3. Droite des eaux météoriques et droites d'évaporation.

La droite des eaux météoriques caractérise l'ensemble des précipitations qui ont échappé à une reprise par l'évaporation au cours de leur chute dans l'atmosphère. Lors des épisodes de
<figure><img src="image_185.png" /><figcaption>Figure 5. Dans un diagramme $\delta^2\text{H} - \delta^{18}\text{O}$, représentation de la droite des eaux météoriques et des échantillons prélevés dans les pluviomètres (bassins A et B), à l'exutoire des ruisseaux (bassins A et B), et des eaux libres des drains des fosses pédologiques du bassin versant "B". L'état initial isotopique de l'eau du sol (sols A1, A2, A3 et B1) est également représenté pour les deux bassins.</figcaption></figure>

<figure><img src="image_186.png" /></figure>

condensation (pas de temps mensuel), la teneur en oxygène 18 est liée à celle du deutérium, à l'échelle mondiale, par la relation empirique suivante [Yurtsever et Gat, 1981] :

$$ \delta^2\text{H} = (8,2 \pm 0,1) \delta^{18}\text{O} + (10,6 \pm 0,6) \quad (1) $$

avec n = 153 et r = 0,99, relation significative au seuil de 1%.

Les valeurs de la pente et de l'ordonnée à l'origine de cette droite ne dépendent que du déficit de pression de vapeur et de la nature aérodynamique du milieu qui gouvernent l'évaporation de l'océan (Merlivat et Jouzel, 1979).

Les lois qui régissent l'évaporation produisent un effet identique sur les deux isotopes stables de la molécule d'eau. Cet effet tend à enrichir en oxygène 18 et en deutérium l'eau d'un réservoir quelconque (eau libre, sol, feuille...). De nombreuses études [Craig, 1961, Craig et Gordon, 1965, Fontes et Gonfiantini, 1967, Gat, 1971, Yurtsever et Gat, 1981, entre autres] montrent que les points qui représentent l'évolution de la composition isotopique d'une eau soumise à l'évaporation sont tous situés sous la droite des eaux météoriques dans un diagramme $\delta^2\text{H} - \delta^{18}\text{O}$.

Lors de l'expérimentation réalisée le 24 mai 1992, la représentation de la composition isotopique de l'eau des différents compartiments (pluie, sol et exutoire) dans un diagramme $\delta^2\text{H} - \delta^{18}\text{O}$ - met en évidence l'absence (Figure 5) :

-de droite d'évaporation dans le cas du sol,

-de droite de mélange entre les différents pôles qui alimentent la crue,

-d'échange isotopique entre les matrices organo-minérales et la pluie.

L'ensemble de ces points se répartit suivant une droite locale des eaux météoriques [$\delta^2\text{H} = 6,3 (\pm 0,3) \delta^{18}\text{O} + 5,7 (\pm 0,7)$] identique à celle [$\delta^2\text{H} = 6,2 \delta^{18}\text{O} + 5,1$] calculée par l'Agence Internationale de l'Énergie Atomique (Vienne, Autriche) pour la région de Cayenne (120 km au nord-est de nos sites de prélèvement). Ceci démontre que l'eau prélevée à l'exutoire, ne

présente qu'un marquage isotopique imposé par le processus de condensation dans les nuages. La pluie de l'événement étudié ne fait que s'infiltrer et déplacer dans le sol des eaux de pluie issues d'épisodes plus anciens qui ne sont pas reprises ultérieurement par l'évaporation.

Cette absence d'évaporation de l'eau dans le sol, liée à l'indice foliaire élevé des couverts végétaux et au faible déficit de pression de vapeur d'eau atmosphérique, est également confirmée par des mesures bioclimatiques réalisées en saison sèche (Figure 6).

<figure><img src="image_187.png" /><figcaption>Figure 6. Évolutions temporelles comparées du flux de transpiration du couvert forestier, mesuré en saison sèche (septembre 1992, méthode du flux de sève) et du flux de transpiration du sous-bois de ce couvert forestier (méthode des fluctuations turbulentes).</figcaption></figure>
<figure><img src="image_188.png" /></figure>

Figure 7. Profil initial des teneurs en oxygène 18 de l'eau dans le sol : différentes stations (A1, en amont, A2 à mi-pente, et A3 à l'aval) du bassin versant "A" planté en graminées (22/05/92).

### 4.4. La composition isotopique initiale de l'eau dans le sol.

Les différents profils isotopiques réalisés dans les parties élevée, moyenne et basse du bassin versant planté en graminées présentent une évolution similaire (Figure 7), avec un gradient positif des teneurs en oxygène 18 entre -0,60 m (niveau d'argile rouge) et la surface du sol. Entre -0,60 m et -1,20 m, ce gradient s'inverse.

L'absorption racinaire et les remontées capillaires ne provoquent pas de fractionnement isotopique. En l'absence d'évaporation, ces résultats permettent de caractériser une succession de précipitations infiltrées dans le sol. Les compositions isotopiques de ces précipitations sont différentes et plus ou moins réhomogénéisées par le processus de transfert de l'eau dans le sol (infiltration rapide de l'eau dans les horizons supérieurs, infiltration plus lente dans les horizons profonds).

Sur le bassin versant en forêt primaire (Figure 8), les profils isotopiques de l'eau dans le sol présentent une évolution comparable à celle des profils du bassin en graminées, d'où une interprétation analogue : infiltration plus ou moins rapide accompagnée d'un mélange plus ou moins complet le long du profil. Par contre, le profil réalisé dans la partie la plus en amont de ce bassin présente une bonne homogénéisation des teneurs en oxygène 18, probablement liée à sa situation dans une zone de sol à drainage vertical libre.

Il est à noter que la variabilité temporelle de la signature isotopique de la pluie (Figure 4) recouvre la variabilité spatiale (profil vertical) de la signature isotopique initiale de l'eau dans le sol (Figures 7 et 8).

### 4.5. Analyse de l'évolution des potentiels matriciels de l'eau dans le sol (exemple du bassin versant forestier).

Malgré une grande variabilité des propriétés hydrodynamiques des sols, quelques résultats sont à retenir :

- il existe une réduction de 1 à 2 puissance de 10 dans les ordres de grandeur de conductivité hydraulique entre les horizons situés près de la surface et les horizons plus profonds. L'existence de "barrière imperméable" à des profondeurs moyennes, semble donc confirmée.

- le drainage à la base des profils est négligeable (inférieur à 1 mm).

- l'application d'un modèle d'infiltration [Van Genuchten, 1980] montre que, pour une pluie de 58 mm, la recharge hydrique du profil de sol est de 10 à 20 mm selon les sites. Le reste de la pluie est donc disponible pour l'écoulement hypodermique et le drainage latéral.

<figure><img src="image_189.png" /></figure>

Figure 8. Profil initial des teneurs en oxygène 18 de l'eau dans le sol de différentes stations (de B1, au-dessus du thalweg jusqu'à B5 en amont du bassin) du bassin versant "B" en forêt primaire (23/05/92).

En conclusion, le sol du bassin B peut être décrit comme étant la superposition de trois horizons : un horizon à écoulement rapide (dans les premiers centimètres du sol), un horizon intermédiaire moins conducteur (au-dessus du niveau argileux rouge), et un horizon profond imperméable (en-dessous du niveau argileux rouge).

### 4.6. Relation entre la composition isotopique de l'eau du thalweg et le débit de la rivière.

La compartimentation de l'eau au sein du bassin versant influence l'évolution isotopique de la crue [Herrmann et Stichler, 1981]. Cette compartimentation peut être abordée à travers la relation établie entre la teneur en isotopes lourds de l'eau du ruisseau et le débit de ce ruisseau. Cette relation peut présenter un effet d'hystérésis, attribué par Sklash et Farvolden, 1979, à un mélange à 3 pôles, à compositions isotopiques stables (pluie, nappe, sol), mais à contributions temporelles variables à la crue.

L'expérimentation réalisée sur les 2 bassins confirme l'existence de cette relation d'hystérésis (Figure 9). Mais cette relation s'avère insuffisante pour pouvoir identifier l'existence d'un troisième pôle : en effet, cette relation peut également être engendrée par la variation temporelle de la composition isotopique de la pluie dans le cas d'un simple modèle de mélange à 2 pôles.
<figure><img src="image_190.png" /></figure>

Figure 9. Mise en évidence d'une relation d'hystérésis entre la teneur en oxygène 18 de l'eau de la crue et le débit du ruisseau des bassins versants "A" et "B" (24/05/1992).

4.7. Relation entre les traceurs isotopiques et hydrochimiques à l'exutoire du bassin.

L'analyse du couple traceur chimique - traceur isotopique doit permettre d'identifier les différents sous-réservoirs qui participent à la crue [Maule et Stein, 1990].

La géochimie isotopique de l'eau permet de distinguer les eaux nouvelles des eaux anciennes dans le cas d'une spécificité des teneurs en isotopes lourds de l'eau des différents réservoirs. Elle permet également de caractériser des eaux dans le sol qui subissent un mélange (eaux anciennes ayant subi une "contamination" par des eaux nouvelles lors de l'infiltration de la pluie dans le sol) et dont la composition isotopique est donc intermédiaire entre celles des eaux actuelles et anciennes.

L'hydrochimie permet de distinguer les eaux qui ont conservé un caractère d'eau de pluie (absence de marquage chimique) de celles qui l'ont perdu (marquage chimique des eaux infiltrées imposé par un horizon minéral ou organique). Cette dernière hypothèse doit être adaptée en fonction de la nature de l'horizon minéral et du couvert végétal (nature des pluviolessivats).

A partir d'un diagramme géochimique [Maulé et Stein, 1990], différents sous-réservoirs peuvent être ainsi distingués :

(1) les eaux récentes sensu stricto, situées au-dessus de l'interface sol-atmosphère (pluie directe, ruissellement superficiel), dont la composition isotopique est imposée par la pluie et qui ne sont pas ou peu marquées par un traceur chimique. Cependant, en dehors des parois du thalweg, aucun ruissellement superficiel n'est observé sur les bassins étudiés.

<figure><img src="image_191.png" /></figure>

Figure 10. Evolution des concentrations en chlorure et en potassium par rapport à la teneur en oxygène 18 de la crue prélevée à l'exutoire du bassin versant "B" en forêt primaire (24/05/1992).

(2) Les eaux récentes sensu lato (écoulement hypodermique), situées sous l'interface sol-atmosphère, qui présentent la composition isotopique de la précipitation et qui sont marquées par un traceur chimique (échanges géochimiques avec la litière et les premiers horizons minéraux). En raison d'un mélange limité entre la pluie infiltrée et l'eau antérieure présente dans les couches superficielles du sol, nous pouvons considérer que ces eaux circulent rapidement dans les zones temporairement saturées du sol.

(3) Les eaux de mélange, situées au-dessus de la couche d'argile rouge ("eaux de mélange"), qui présentent une composition isotopique intermédiaire entre celle de la pluie et celle des eaux profondes, sont marquées par un traceur chimique des zones superficielles. Du fait des mélanges d'eaux entre la pluie et l'eau antérieure du sol, on peut supposer que ces eaux circulent plus lentement dans le sol.

(4) Les eaux anciennes sensu stricto, situées au-dessous de la couche d'argile rouge, qui présentent la composition isotopique de la zone saturée ("eaux profondes") et qui sont marquées par un traceur chimique des zones profondes.

Il s'agit donc de trouver des traceurs chimiques permettant de caractériser les différents réservoirs. D'une façon générale, les éléments géochimiques du sol peuvent être divisés en deux groupes [Hirata et Muraoka, 1993] : ceux (silice, sodium, chlorure ...), qui ne sont pas essentiels au développement des végétaux, dont la concentration s'accroît avec la profondeur et ceux (nitrate, potassium, calcium...), qui le sont, et ont tendance à se concentrer à la surface du sol.

Ces observations générales sont évidement à adapter à la nature minéralogique des sols étudiés et à l'influence du climat local sur l'altération du sol. Dans le cas des bassins versants étudiés, nous pouvons constater que [Grimaldi, 1988] :
-il n'existe pas de contamination en chlorure ou en sodium de la solution de sol lors de l'altération des minéraux, ces derniers n'en contenant pas. Ces éléments sont nécessairement apportés par les pluies. Ces ions sont très peu absorbés par la végétation (notamment Cl-) et vont donc se concentrer dans les eaux profondes (anciennes).

-Le potassium et le calcium sont faiblement apportés par le sol (dissolution très lente de la muscovite). Ils sont également libérés lors de la décomposition de la litière ou du lessivage de la canopée, mais très rapidement absorbés par la végétation (surtout K+). Le potassium et le calcium vont donc se trouver essentiellement dans les eaux superficielles (récentes).

Ainsi, sur ces bassins, les eaux superficielles seront caractérisées par des concentrations élevées en potassium et très faibles en chlorure. Un phénomène inverse caractérisera les eaux profondes.

Le diagramme "traceur chimique profond (Cl-) - traceur isotopique" démontre l'existence d'une relation d'hystérésis entre ces deux familles de traceurs (Figure 10):

-la branche descendante de cette relation (montée de crue) est imposée par l'appauvrissement isotopique lié à la chute de ce signal dans les précipitations et à l'arrivée d'eau en provenance des couches superficielles du sol peu marquées en chlorure.

-la branche ascendante (décrue et tarissement) est créée par l'arrêt de la pluie et l'arrivée à l'exutoire d'eaux profondes concentrées en Cl- et plus enrichies en isotopes lourds.

Cette relation d'hystérésis disparaît dans le cas du diagramme "traceur chimique de surface (K+) - traceur isotopique" (Figure 10): la relation observée est essentiellement imposée par l'appauvrissement isotopique lié à la chute de ce signal dans les précipitations. A l'exutoire, l'arrivée d'eaux profondes peu concentrées en potassium, ne modifie plus cette relation.

### 4.8. Modélisation.

A un instant donné, à l'exutoire d'un bassin versant, la composition isotopique ou la concentration d'un élément chimique dans l'eau de la rivière, est imposée par un mélange d'eaux d'origines et d'histoires différentes. Les caractéristiques chimiques et isotopiques de l'eau de cette rivière dépendront donc des proportions du mélange.

D'une manière générale, l'eau prélevée à l'exutoire est considérée comme un mélange d'eau "ancienne" (antérieure à l'événement pluvieux) et d'eau "nouvelle" (apportée par l'événement pluvieux). Ceci permet d'écrire :

a) une équation de conservation de l'eau, pour les réservoirs identifiés et caractérisés à partir de leur composition isotopique (pluie et eaux du sol et des nappes) :

$$Q_{\text{rivière}} = Q_{\text{eau nouvelle}} + Q_{\text{eau ancienne}} \quad (2)$$

avec $Q_{\text{rivière}}$, $Q_{\text{eau nouvelle}}$ et $Q_{\text{eau ancienne}}$: débits de la rivière, de l'eau nouvelle, apportée par la pluie et de l'eau ancienne, antérieure à l'événement pluvieux.

b) une équation de conservation de l'eau, pour les réservoirs identifiés et caractérisés à partir de leur concentration chimique :

$$Q_{\text{rivière}} = Q_{\text{eau superficielle}} + Q_{\text{eau sol}} \quad (3)$$

Il est également possible de décomposer le réservoir d'eau ancienne en sous-réservoirs :

$$Q_{\text{eau sol}} = Q_{\text{écoulement hypodermique}} + Q_{\text{zone intermédiaire}} + Q_{\text{eau profonde}} \quad (4)$$

c) une équation de conservation du traceur isotopique :

$$C_{\text{rivière}} Q_{\text{rivière}} = C_{\text{eau nouvelle}} Q_{\text{eau nouvelle}} + C_{\text{eau ancienne}} Q_{\text{eau ancienne}} \quad (5)$$

avec $C_{\text{rivière}}$, $C_{\text{eau nouvelle}}$ et $C_{\text{eau ancienne}}$: compositions isotopiques ou concentrations du traceur à l'exutoire, de l'eau nouvelle apportée par la pluie et de l'eau ancienne (antérieure à l'événement pluvieux).

Le débit de la rivière est mesuré à l'exutoire : nous pouvons donc déterminer les débits des eaux anciennes et nouvelles à partir de la composition isotopique de l'eau de la crue, de la pluie et des différents horizons temporairement saturés du sol.

Cette approche repose sur différentes hypothèses :

(1) La teneur en isotopes lourds de l'épisode pluvieux considéré doit être significativement différente de celle de l'eau ancienne [Crouzet et al., 1970]. Cette hypothèse est souvent vérifiée mais doit être néanmoins contrôlée par un échantillonnage adapté [Kennedy et al., 1986].

(2) La teneur en isotopes lourds de l'averse ne présente pas de variations spatio-temporelles [Sklash et Farvolden, 1982]. Cette hypothèse doit être impérativement remise en question : la composition de l'eau de pluie évolue fortement au cours du temps et dans l'espace [Dansgaard, 1964, Jouzel, 1986, McDonnell et al., 1990, Kendall et McDonnell, 1993, Ciais et Jouzel, 1994].

(3) La teneur en isotopes lourds de l'eau ancienne reste constante au cours de la crue [Sklash et Farvolden, 1982]. Cette hypothèse n'est pas toujours vérifiée. La composition isotopique de la fraction d'eau qui alimente la crue, issue de la nappe souterraine, peut être affectée par la recharge en provenance du sol au cours de l'averse. Cependant, cet exemple n'a été que rarement observé dans la littérature [Kennedy et al., 1986]. Par contre, la composition isotopique de l'eau du sol (zones temporairement et/ou non saturées) est largement modifiée du fait de l'infiltration de pluies de compositions isotopiques variées.

(4) L'eau ancienne a la même composition isotopique que celle du débit de base avant l'événement pluvieux [Sklash et Farvolden, 1982]. Cette dernière hypothèse est généralement justifiée, dans la mesure où l'aquifère qui soutient le débit de base de la rivière n'offre pas de discontinuité géochimique.

L'analyse de l'hydrogramme de crue à partir de cette approche temporelle, (en considérant "l'âge" de l'eau, "ancienne" et "nouvelle"), permet généralement de mettre en évidence une forte contribution d'eaux antérieures à la pluie. En général, la part du ruissellement, déterminée à partir de la méthodologie géochimique, n'excède pas quelques % du volume écoulé à l'exutoire [Crouzet et al., 1970].

A partir des équations de conservation de l'eau et des traceurs géochimiques, il devient possible de décomposer l'hydrogramme total de la crue en différents sous-hydrogrammes de participation des différents réservoirs à la crue. Le couplage géochimie isotopique - hydrochimie permet donc de déterminer qualitativement l'origine de l'eau et quantitativement la participation des différents réservoirs.

Des équations analogues peuvent être écrites à partir de l'équation de conservation du traceur chimique :

$$C_{\text{rivière}} Q_{\text{rivière}} = C_{\text{eau superficielle}} Q_{\text{eau superficielle}} + C_{\text{eau sol}} Q_{\text{eau sol}} \quad (6)$$

$$C_{\text{sol}} Q_{\text{sol}} = C_{\text{écoul.hypod.}} Q_{\text{écoul.hypod.}} + C_{\text{z. inter.}} Q_{\text{z. inter.}} + C_{\text{eau prof.}} Q_{\text{eau prof.}} \quad (7)$$
<figure><img src="image_192.png" /><figcaption>Figure 11. Evolution de la participation des différentes couches du sol (écoulement profond, intermédiaire et superficiel) à l'hydrogramme de crue (bassin versant "A", 24/05/1992).</figcaption></figure>

<figure><img src="image_193.png" /><figcaption>Figure 12. Evolution de la participation des différentes couches du sol (écoulement profond, intermédiaire et superficiel) à l'hydrogramme de crue (bassin versant "B", 24/05/1992).</figcaption></figure>

D'où :

$$Q_{\text{eau superficielle}} = Q_{\text{rivière}} \left( \frac{C_{\text{rivière}} - C_{\text{eau sol}}}{C_{\text{eau superficielle}} - C_{\text{eau sol}}} \right) \quad (8)$$

$$Q_{\text{eau sol}} = Q_{\text{rivière}} \left( \frac{C_{\text{eau superficielle}} - C_{\text{rivière}}}{C_{\text{eau superficielle}} - C_{\text{eau sol}}} \right) \quad (9)$$

$$Q_{\text{eau nouvelle}} = Q_{\text{rivière}} \left( \frac{\delta_{\text{rivière}} - \delta_{\text{eau ancienne}}}{\delta_{\text{eau superficielle}} - \delta_{\text{eau sol}}} \right) \quad (10)$$

$$Q_{\text{eau ancienne}} = Q_{\text{rivière}} \left( \frac{\delta_{\text{rivière}} - \delta_{\text{eau nouvelle}}}{\delta_{\text{eau ancienne}} - \delta_{\text{eau nouvelle}}} \right) \quad (11)$$

La contribution respective des compartiments du sol (écoulement hypodermique, zones intermédiaires du sol, au-dessus du niveau d'argile rouge, et zone profonde du sol) susceptibles d'alimenter la crue, est déterminée à partir des équations suivantes

$$Q_{\text{écoulement hypodermique}} = Q_{\text{eau sol}} - Q_{\text{eau ancienne}} \quad (12)$$
$$ Q_{\text{zone intermédiaire}} = Q_{\text{eau nouvelle}} - Q_{\text{eau superficielle}} \quad (13) \\ -Q_{\text{eau hypodermique}} $$

$$ Q_{\text{eau profonde}} = Q_{\text{eau ancienne}} - Q_{\text{zone intermédiaire}} \quad (14) $$

Pour cela, nous avons utilisé :

-les teneurs moyennes en oxygène 18 des précipitations, après avoir regroupé les épisodes successifs de faible intensité;

-les teneurs moyennes initiales en oxygène 18 de l'eau dans le sol, après avoir regroupé les horizons successifs à teneurs isotopiques voisines;

-les teneurs en oxygène 18 de l'eau des drains installés au sein des fosses pédologiques;

-les concentrations chimiques (Cl-) associées.

La combinaison de ces deux traceurs permet d'identifier les contributions des différentes couches du sol (Figures 11 et 12). Cette décomposition met en évidence le rôle joué par les zones de mélange du sol, au-dessus du niveau d'argile rouge, dans l'alimentation en eau de la crue.

Sur le bassin en forêt primaire, la participation de l'écoulement hypodermique au pic de crue est importante (≈70%). Pendant la décru et lors du tarissement, la participation de l'eau profonde augmente progressivement pour atteindre 93% à 22h00.

Sur le bassin planté en graminées, le débit mesuré à la pointe de crue est principalement assuré par de l'eau issue des couches superficielles du sol (70%), la participation de l'écoulement hypodermique étant peu importante (≈10%). Au cours du tarissement, la participation de la nappe temporaire ne cesse d'augmenter et finit par atteindre des valeurs semblables à celles calculées lors du début de la crue.

Le pourcentage du volume d'eau écoulé à l'exutoire par rapport aux précipitations est de 41% sur le bassin planté en graminées contre 28% dans le cas du bassin sous forêt. Cette différence ne peut pas être entièrement imputable aux pertes dues à l'interception, puisque d'après nos calculs elle est de 5%. Ces différences de comportements hydrologiques sont probablement à attribuer à la nature du couvert végétal et à l'action de la végétation sur la porosité du sol. En effet, du fait de la suppression des pertes dues à l'interception, la déforestation a pour conséquence d'augmenter le volume de pluie arrivée au sol et d'accroître le volume d'eau contenu dans le sol [Sklash et al., 1986].

La combinaison de ces deux traceurs, après la prise en compte de la conservation de la masse, des informations redondantes entre la chimie isotopique et l'hydrochimie et de l'existence de compartiments du sol emboîtés permet donc d'identifier les contributions des différentes couches du sol.

## 5. CONCLUSION

Cette étude a démontré que la détermination de l'origine de l'eau à l'exutoire d'un bassin versant demeure un processus complexe. En effet, différentes origines doivent être prises en compte :

-l'origine temporelle ("âge de l'eau" : eaux anciennes liées au pré-événement pluvieux et eaux nouvelles liées à l'événement pluvieux).

-la nature du compartiment d'où est issue l'eau qui alimente la crue : pluie directe, ruissellement superficiel, écoulement hypodermique et écoulement souterrain,

-l'hétérogénéité éventuelle au sein de ces compartiments : par exemple, eaux issues de la macro et de la microporosité du sol,

-l'origine spatiale (localisation géographique : variations latérales amont-aval du bassin, différenciations verticales dans le sol).

Cette étude a également mis en évidence l'intérêt de l'utilisation conjointe des informations chimiques, isotopiques et tensiométriques pour la séparation des hydrogrammes de crue.

L'analyse des crues par la méthodologie isotopique met en évidence l'existence à l'exutoire, d'un mélange d'eaux issues de la pluie et des différentes couches de sol. Cependant, en l'absence d'évaporation, l'outil isotopique, seul, est insuffisant pour apprécier la profondeur de l'eau mobilisée dans le sol et ainsi le nombre de réservoirs impliqués. De plus, sur les bassins étudiés, la variabilité temporelle du signal isotopique de la pluie est très semblable à la variabilité spatiale du signal isotopique de l'eau dans le sol. Les bassins ne subissent pas d'évaporation : la composition isotopique de l'eau issue du sol pendant les crues est imposée par les successions de pluies infiltrées au cours d'épisodes antérieurs.

L'utilisation de traceurs chimiques permet d'identifier les différents réservoirs du sol dont l'eau est mobilisée au cours de la crue. Ainsi, l'utilisation combinée des informations chimiques et isotopiques rend possible l'identification et la quantification de la participation des différents réservoirs d'eau à l'écoulement de crue. Il nous a été alors possible de séparer les hydrogrammes de crue en ses composantes simples (écoulement hypodermique, eaux superficielles et profondes).

Les teneurs en oxygène 18 et en deutérium des pluies évoluent fortement dans le temps, mais peu dans l'espace, en raison de la faible superficie des bassins versants étudiés et de la non réévaporation dans l'atmosphère de la fraction de pluie interceptée par le couvert végétal. Cette variabilité temporelle impose de ne pas utiliser une teneur isotopique moyenne de l'événement pluvieux lors du calcul de la contribution du pôle "eau nouvelle" à l'exutoire du bassin versant.

L'étude des crues met en évidence le comportement différent des deux bassins :

-un volume d'eau écoulé à l'exutoire et un pic de crue plus important sur le bassin planté en graminées. Le rapport du volume écoulé au volume de précipitation est supérieur (41 % pour le bassin en graminées contre 28 % pour le bassin en forêt primaire).

-la participation de l'eau issue de la zone de mélange dans le sol, au pic de la crue, est nettement plus forte sur le bassin en graminées que sur le bassin en forêt primaire.

Ces différences peuvent s'expliquer par l'action de la végétation. En effet, le défrichement augmente le stock d'eau dans le sol et le volume des précipitations reçu sur le bassin s'accroît en raison de la suppression des pertes dues à l'interception du feuillage.

Au cours de nouvelles expérimentations, l'étude du compartiment sol devra être renforcée afin de mieux identifier l'origine de l'eau au sein des différentes couches de sol susceptibles d'alimenter la crue.

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<figure><img src="image_194.png" /></figure>
# COORDONNÉES CYLINDRIQUES ET CIRCULATION OCÉANIQUE
## ÉQUATORIALE

R. SCHOPP

Laboratoire de Physique des Océans - UMR 127 Université-CNRS-Ifremer

et A. COLIN DE VERDIÈRE

Université de Bretagne Occidentale - B.P. 809 - BREST 29285 Cedex - France

Il est bien admis que les équations dynamiques de la géostrophie qui règnent sur la circulation océanique moyenne et grande échelle et qui négligent la composante méridienne de la rotation, $\Omega\cos(\theta)$, perdent leur validité dans les régions équatoriales. En effet lorsqu'on s'approche de l'équateur, le plan horizontal s'aligne avec l'axe de rotation terrestre et les variations latitudinales du moment angulaire planétaire $\Omega r^2\delta[\cos^2(\theta)]$ sur l'échelle de longueur L (effet lié à la composante horizontale de la force de Coriolis) deviennent faibles et s'approchent en grandeur des variations radiales $\Omega\cos^2(\theta)\delta[r^2]$ sur l'échelle de profondeur H (effet lié à la composante verticale de Coriolis) interdisant aux déplacements verticaux d'être libérés des contraintes rotationnelles planétaires. Une analyse du comportement du moment angulaire et de la vorticité d'un fluide reposant sur une sphère montre que cette composante horizontale devra être conservée dans la dynamique dès lors que les mouvements de la masse fluide varient sur des échelles horizontales L plus petites que $(Ha)^{1/2}$, (où H est une échelle de longueur verticale et a le rayon de la Terre). Deux cas équatoriaux, incluant l'effet de cette composante horizontale de la rotation terrestre, sont abordés: le premier concerne des mouvements lents forcé géostrophiquement sur des échelles telles que le nombre de Rossby $\epsilon=U/(2\Omega H) <<1$ et le deuxième concerne des écoulements zonaux intenses où $\epsilon=O(1)$ et $L_\theta << L_\phi$ ($L_\theta$ et $L_\phi$ sont respectivement les échelles de longueur méridienne et zonale).

It is well known that the widely used, powerful geostrophic equations that single out the horizontal component of the Earth rotation, cease to be valid near the equator. Through a vorticity and an angular momentum analysis on the sphere, equatorial dynamics must include the effect of the horizontal component of the Earth rotation if the flow varies on a horizontal scale L smaller than $(Ha)^{1/2}$, (where H is a vertical scale of motion and a the Earth radius). In equatorial regions, where the horizontal plane aligns with the Earth rotation axis, latitudinal variations of planetary angular momentum over such scales become small and approach the magnitude of its radial variations proscribing, therefore, vertical displacements to be freed from rotational constraints. Two equatorial cases, including the effect of the horizontal component of the Earth rotation will be presented: the slow geostrophic forced flow case($\epsilon=U/(2\Omega H) <<1$) and the strong zonal flow case where $\epsilon=O(1)$ and $L_\theta << L_\phi$ ($L_\theta$ and $L_\phi$ are respectively meridional and zonal length scales).

## 1. RÉGIME GÉOSTROPHIQUE À FAIBLE NOMBRE DE ROSSBY [Schopp et Colin de Verdière, 1994]

Pour des mouvements lents dans un container en rotation rapide, la dynamique des mouvements se réduit à celle de Taylor-Proudman-Poincaré [Poincaré, 1910] (par la suite dénotée TPP). Dans une telle dynamique, le déplacement des particules fluides est indépendant de la coordonnée parallèle à l'axe de rotation. Par conséquent le fluide se déplace en colonne tout en conservant sa longueur dans la direction de la rotation. Si le fluide est à densité variable, le fluide conservera encore son caractère rigide de colonne dans des couches de densité constante mais des cisaillements de courants sont permis aux interfaces entre couches.

Dans le contexte océanographique, les régimes géostrophiques stationnaires associés aux travaux de Sverdrup [1947], Stommel et Arons [1960], s'appliquent à la circulation océanique grande échelle et semble assez bien reproduire les mouvements observés. De tels mouvements réagissent à la compression ou à l'étirement de la projection verticale du vecteur rotation terrestre (causés par le pompage d'Ekman ou par des mélanges internes) en se déplaçant vers l'équateur ou les pôles en accord avec l'effet dénommé $\beta$ où $\beta$ est $2\Omega\cos(\text{latitude})/a$. Néanmoins, ces déplacements méridiens, qui sont purement géostrophiques satisfont le théorème TPP et donc le fluide doit circuler sous forme de colonnes rigides parallèles à l'axe de rotation $\Omega$. La réconciliation de ces deux points de vue et l'extension de ces travaux aux basses latitudes sont les objectifs de cette étude.

En coordonnées cylindriques et sans approximation hydrostatique, les composantes de l'équilibre "géostrophique" deviennent:

composante zonale:

$$2\Omega v = \frac{-1}{\rho_0} \frac{\partial P}{r \partial \phi}$$

composante radiale:

$$-2\Omega u = \frac{-1}{\rho_0} \frac{\partial P}{\partial r} - \rho_0 g \cos\theta$$

composante le long de $\Omega$:

$$0 = \frac{-1}{\rho_0} \frac{\partial P}{\partial z} - \rho_0 g \sin\theta$$

(où $(r, \phi, z)$ sont la distance radiale ayant pour origine l'axe de rotation; l'angle azimuthal (longitude) et la distance le long de l'axe de rotation ayant pour origine le plan équatorial et où $(u,v,w)$ sont les vitesses zonale, radiale et celle dirigée le long de $\Omega$).

Ces équations ont été utilisées pour discuter la circulation lente grande échelle entre deux surfaces sphériques concentriques représentant la surface libre et le fond. Le maintien de tous les termes de Coriolis dans les équations de la quantité de mouvement garantie au fluide sa rigidité dans la direction de l'axe de rotation, une contrainte forçant les effets de cisaillements et d'étirements de n'agir que le long de cet axe ce qui rend les coordonnées sphériques inappropriées. Par contre, les coordonnées cylindriques, qui favorisent l'axe de rotation planétaire $\Omega$ permettent de résoudre exactement les mouvements de la circulation grande échelle à faible nombre de Rossby aux moyennes et basses latitudes. La résolution du problème est possible grâce aux équations de vorticité qui sont dans le cadre de
a

Forcing (spherical)

<figure><img src="image_195.png" /></figure>

b

Velocity field

<figure><img src="image_196.png" /></figure>

c

Vertical velocity ws (spherical)

<figure><img src="image_197.png" /></figure>

d

Meridional velocity vs (spherical)

<figure><img src="image_198.png" /></figure>

e

Zonal velocity at 0m

<figure><img src="image_199.png" /></figure>

Zonal velocity at 1000m

<figure><img src="image_200.png" /></figure>

Zonal velocity at 2000m

<figure><img src="image_201.png" /></figure>

Zonal velocity at 3000m

<figure><img src="image_202.png" /></figure>

Figure 2. Exemples de mouvements d'un fluide homogène dans la région équatoriale compatibles avec la dynamique grande échelle linéaire, les valeurs sont référencées par rapport au forçage d'ordre un. a) Structure méridienne du forçage: source dans l'hémisphère Nord et puits dans l'hémisphère Sud. Les points indiquent le forçage utilisé sur les colonnes fluides. b) Champ de vitesse dans le plan méridien. c) Vitesse verticale. d) Vitesse méridienne. e) Vitesse zonale
cette approximation le vent thermique généralisé sur une sphère où les couples de toutes les forces inertielles planétaires sont équilibrés par les couples de forces issus du non alignement des surfaces isobariques (qui se réduisent aux surfaces équPotentielles dans le cadre de l'approximation de Boussinesq) et des surfaces isopycnales:

composante zonale

$$ \frac{\partial u}{\partial z} = \frac{-g}{2\Omega\rho_0} \left( \sin\theta \frac{\partial p}{\partial r} - \cos\theta \frac{\partial p}{\partial z} \right) $$

composante radiale

$$ \frac{\partial v}{\partial z} = \frac{g \sin\theta}{2\Omega\rho_0 r} \frac{\partial p}{\partial \phi} $$

composante le long de Ω:

$$ \frac{\partial w}{\partial z} = \frac{-g \cos\theta}{2\Omega\rho_0} \frac{\partial p}{r \partial \phi} $$

Les équations de vorticité dans le plan méridien montrent que cisaillement et étirement le long de Ω sont reliés par la relation

$$ \sin\theta \frac{\partial w}{\partial z} + \cos\theta \frac{\partial v}{\partial z} = 0 $$

relation qui interdit la présence de tout couple de force sur la verticale locale et de ce fait interdit toute production de vorticité relative sur cette verticale. Cette équation est en fait la généralisation en coordonnées cylindriques de l'équation classique sphérique βv = f δw/δz obtenu à moyenne latitude dans le cadre

<figure><img src="image_203.png" /><figcaption>Figure 1. Illustration de la longueur d'une colonne fluide entre deux surfaces sphériques concentriques le long de l'axe de rotation terrestre. a) Cas moyenne latitude. b) Cas équatorial. La variation radiale positive de cette longueur à moyenne latitude subit un saut avec changement de signe lors du passage du cylindre tangent à la sphère solide interne dans la bande équatoriale.</figcaption></figure>

d'un fluide d'épaisseur faible par rapport au rayon de la sphère.

Elle peut aisément être intégrée le long de Ω A moyenne latitude l'intégration se fait entre la surface sphérique solide interne et la surface sphérique externe, tandis que dans la bande équatoriale, où la frontière solide interne disparaît, l'intégration s'effectue entre les surfaces libres des hémisphères Nord et Sud (Figure 1).

Cette intégration nous amènent à une relation de type Sverdrup généralisé

$$ \frac{Q_T}{\sin\theta_T} + \frac{Q_B}{\sin\theta_B} = \int_{z_B}^{z_T} v \frac{\partial \cot\theta}{\partial z} dz = - \int_{z_B}^{z_T} \frac{vr}{z^2} dz $$

<figure><img src="image_204.png" /></figure>

<figure><img src="image_205.png" /><figcaption>Figure 3. a) Déplacements possibles de l'interface et des colonnes fluides pour une onde de Rossby barocline non dispersive (les colonnes maintiennent leur longueur constante dans chaque couche). Le transport net instantané est nul à moyenne latitude. b) Cas équatorial: les colonnes des deux couches doivent se déplacer en phase pour maintenir leur longueur constante, effet résultant du changement de signe de l'effet bêta le long de l'axe de rotation. Un transport net en résulte avec intensification des vitesses en surface.</figcaption></figure>
<figure><img src="image_206.png" /><figcaption>Figure 4. a) Isocontours dans le plan méridien de la vitesse zonale observée dans le Pacifique équatorial (Firing). b) Illustration de la validité de la composante zonale du vent thermique pour des nombre de Rossby de l'ordre de 1 à l'équateur.</figcaption></figure>

ou

$$ \frac{Q_T}{\cos\theta_T} + \frac{Q_B}{\cos\theta_B} = \int_{z_B}^{z_T} w \frac{\partial \tan\theta}{\partial z} dz = -\frac{1}{\Gamma} \int_{z_B}^{z_T} w dz $$

($Q_T$ ($\theta_T$) et $Q_B$ ($\theta_B$) et sont des termes de source et puits localisés aux deux surfaces frontières sphériques interne et externe). Ces équations sont exactes et sont valables aussi bien à moyennes latitudes que dans les régions équatoriales. Dans ces relations; l'effet bêta est réduit à un effet purement topographique et exprime la variation de la pente méridienne de la tangente aux surfaces sphériques le long de l'axe de rotation $\Omega$. Dans le cas homogène cet effet se réduit à la variation méridienne de

l'épaisseur du fluide entre les surfaces sphériques frontières le long de $\Omega$ [Hide, 1966]. Ces équations montrent que les colonnes fluides subissent des variations rapides de longueur quand elles se rapprochent du cylindre $\Gamma$ tangent à la surface solide interne suivies d'un changement drastique à $\Gamma$ où l'effet bêta renverse son signe. Ce cylindre $\Gamma$ semble jouer un rôle important dans la dynamique des fluides géophysiques. Son intersection avec la surface libre sépare la dynamique moyennes latitudes de la dynamique équatoriale.

L'adjonction d'un forçage sous la forme de source ou puits en surface, au fond (de type pompage d'Ekman) ou interne (sous la forme de flux cross isopycnaux) permet des déplacements méridiens ainsi que des déplacements de fluide le long de l'axe de
a

<figure><img src="image_207.png" /></figure>

<figure><img src="image_208.png" /></figure>

b

<figure><img src="image_209.png" /></figure>

C

Figure 5. a) Isocontour de moment angulaire $\Omega r^2 \cos^2\theta$ planétaire dans la région équatoriale. Les isolignes sont parallèles à l'axe de rotation. b) Isolignes de moment angulaire $\Omega r^2 \cos^2\theta + ur \cos\theta$ ou ligne de vorticité absolue dans le plan méridien pour un jet zonal dirigé vers l'Est et centré sur l'équateur. Les lignes pointillées sont les isolignes de la vitesse zonale avec une vitesse maximale de 0.5 ms$^{-1}$ à 300 m décroissant exponentiellement de 1 degré en latitude et de 100 m en profondeur. De tels cisaillements de courant peuvent renverser la vorticité planétaire. Au centre du jet les lignes de vorticité absolue se referment et des circulations inertielles parallèles à ces lignes sont solutions des équations du mouvement. c) La trajectoire des particules fluides sont alors des hélices qui s'enroulent autour du jet le long de l'équateur.

rotation sans violer la dynamique TPP et donc de traverser
aisément le plan équatorial, la direction méridienne étant la
direction de l'axe de rotation $\Omega$ à ces latitudes (Figure 2). Par
contre, la dynamique TPP interdit au fluide de traverser le
cylindre $\Gamma$ à moins d'y spécifier une dynamique d'ordre supérieur
de type couche limite, et de ce fait interdit tout échange entre
moyennes latitudes de l'hémisphère Nord et moyennes latitudes
de l'hémisphère Sud. C'est la vorticité zonale qui permet ce
transfert inter hémisphérique, d'où la nécessité d'invoquer une
dynamique d'ordre supérieur incluant cette composante pour
accéder à ces échanges entre hémisphères. Malgré cela, cette
dynamique grande échelle montre le comportement singulier
équatorial en localisant le cylindre $\Gamma$ qui agit comme un obstacle
pour les déplacements méridiens et il n'est pas étonnant d'y
observer des courants zonaux intenses tels ceux obtenus dans la
figure 2. De tels jets apparaissent dès qu'une surface isopycnale
ou interface s'aligne avec l'axe $\Omega$ ce qui se produit, en général,
dans le plan équatorial. La dynamique utilisée, nécessite des
conditions de validité très restrictives $\epsilon=U/(2\Omega H) \ll 1$ durement

concevables, mais elle est capable d'amorcer et d'influencer le
comportement des jets zonaux équatoriaux. Des dynamiques
d'ordre supérieur, des instabilités et des régimes convectifs
devraient jouer un rôle important en réorganisant la structure des
courants dans ces régions de jets localisées par la dynamique
linéaire de grande échelle.

Cette même dynamique a aussi permis de résoudre la
dynamique des ondes non dispersives de Rossby jusque dans les
régions équatoriales. La contrainte TPP montre que ces ondes
ont un caractère non divergent et peuvent exister sur toute la
sphère, équateur inclus, et que les ondes baroclines sont
accompagnées d'un transport net oscillant "barotrope" dans la
partie équatoriale. C'est le renversement de l'effet bêta le long de
$\Omega$ qui produit ce résultat (Figure 3). Il est nécessaire de signaler
que l'augmentation de la vitesse de phase de ces ondes lors de
l'approche de l'équateur nécessite des couches de faibles
épaisseurs près de la surface pour réduire leur vitesse de phase
vers des valeurs acceptables.
<figure><img src="image_210.png" /><figcaption>Figure 6. Isocontours de moment angulaire obtenus à l'aide du profil dans le plan méridien de la vitesse zonale de la figure 4</figcaption></figure>

## 2. ÉCOULEMENTS ZONAUX INTENSES ε=O(1).
[Colin de Verdière et Schopp, 1994]

Quand la vitesse zonale est intense comparée à la vitesse méridienne, la composante zonale de la vorticité (relation ci-dessus) réécrite en coordonnées sphériques devient

$$2\Omega\sin\theta\frac{\partial u}{\partial z} + 2\Omega\cos\theta\frac{\partial u}{\partial r\theta} = \frac{g}{\rho_0 a}\frac{\partial p}{\partial \theta}$$

et reste valable même pour des nombre de Rossby d'ordre 1 car les termes nonlinéaires dus à la vorticité relative en O(1) s'annihilent de façon remarquable lorsque l'échelle de longueur zonale est plus grande que l'échelle méridienne. Cette équation, où $\theta$ est la latitude, exprime un équilibre entre le couple gravité-densité et la déformation des lignes de vorticité planétaire (incluant la vorticité planétaire méridienne) par le cisaillement de courant zonal u. Cette généralisation du vent thermique des moyennes latitudes aux régions équatoriales montre que la vitesse zonale u peut être obtenue à une constante près en intégrant le champ de densité observé le long de l'axe de rotation et non le long de l'axe vertical de la gravité qui est communément utilisé aux moyennes latitudes. La simplicité de ce résultat valable dans des régimes d'amplitude finie n'est néanmoins pas partagée par les autres composantes de la vitesse.

Ces résultats équatorialiens ainsi que les approximations géostrophiques moyennes latitudes sont en fait issus d'une relation généralisée reliant la variation de la pression dynamique le long des lignes de vorticité absolue et le champ de densité. La relation hydrostatique classique, négligeant le terme de Coriolis vertical, n'est obtenu que si le rapport d'aspect $\delta = H/L$ est tel que $\tan \theta/\delta$ est plus grand que 1. Dans une région de largeur (Ha)$^{1/2}$ centrée sur l'équateur, l'analyse montre que le terme de Coriolis couramment négligé et qui est associé à la composante horizontale de la rotation planétaire doit être conservé. Si cette

composante est de grandeur faible, maintenue dans la dynamique, elle permet d'ôter la singularité du plan équatorial.

La figure 4 montre le bon accord de l'équilibre du vent thermique pour un champ de vitesse zonal observé à l'équateur.

Finalement, quelques solutions de jets stationnaires inertiaux indépendant de la longitude sont présentés dans lesquelles la vorticité absolue est aisément renversée par le cisaillement de la vitesse zonale permettant aux lignes de vorticité de se fermer sur elle même. Une circulation dans le plan méridien sans adjonction de couche limite est dès lors permise le long de ces lignes, lignes qui représentent aussi les isocontours du moment angulaire: "$\Omega r^2 \cos^2\theta + \text{ur} \cos\theta$". Un exemple de jet équatorial où les contours de vorticité se referment est présenté sur la figure 5. La figure 6 illustre les isocontours de moment angulaire déduits d'un champ de vitesse observé dans le Pacifique équatorial. Ces contours se referment effectivement dans la bande équatoriale.

## REFERENCES

* Colin de Verdière, A., and R. Schopp, Flows in a Rotating Spherical Shell: the Equatorial Case. *Journal of Fluid Mechanics*, 276, 233-260, 1994.

* Hide, R, Free Hydromagnetic oscillations of the Earth's core and the theory of the geomagnetic secular variation. *Phil. Trans. Roy. Soc. London, Ser. A*, 259, 615-647, 1966.

* Poincaré, H., Leçons de Mécanique Céleste. Théorie des Marées. Tome III (ch VII). Gauthier-Villars, pp 469, 1910.

* Schopp, R, and A. Colin de Verdière, Taylor Columns between two concentric spheres. *Geophys. Astrophys. Fluid Dynam.* (Submitted), 1994.

* Stommel, H and A. B. Arons, On the Abyssal Circulation of the World Ocean: I. Stationary Planetary Flow Patterns on a Sphere. *Deep Sea Research*, 6, 140-154, 1960.

* Sverdrup, H. U., Wind-driven Currents in a baroclinic Ocean, with Application to the Equatorial Currents in the Eastern Pacific. *Proc. Natl. Acad. Sci. U.S.A.* 33, 318-326, 1942.
# MODÉLISATION DES MARÉES OCÉANIQUES À L'ECHELLE MONDIALE

C. LE PROVOST

Centre National de la Recherche Scientifique Équipe de Modélisation des Ecoulements Océaniques et des Marées LEGI/IMG France

La mesure de la topographie de la surface libre de la mer est devenue avec l'altimétrie satellitaire une technique majeure d'observation de l'océan. La précision atteinte avec la mission TOPEX / POSEIDON, (T/P), de l'ordre de 3 à 5 cm [Fu et al., 1994], permet désormais d'étudier de façon quantitative les variations du niveau de la mer associées aux processus dynamiques et thermodynamiques qui gouvernent la variabilité des mouvements de l'océan: sa turbulence de moyenne échelle, ses variabilités saisonnières et interannuelles, et son évolution séculaire. Cependant, pour atteindre ce signal "océanique", il est nécessaire, entre autres corrections, d'éliminer la contribution des marées terrestres et océaniques. La marée représente en effet environ 80% de la variabilité de la cote de la surface libre océanique! A priori, on pourrait penser que cette contribution peut être éliminée facilement car ce sont là des phénomènes éminemment déterministes, avec des périodes bien connues, principalement semi-diurnes et diurnes, intervenant donc à des fréquences élevées, distinctes de celles intéressant la circulation océanique et son rôle sur le climat. La prédiction précise des marées est en fait une nécessité pour le traitement du signal altimétrique en raison des effets d'aliasing des signaux de haute fréquence dans les basses fréquences, résultant de la période d'échantillonnage temporelle des altimètres satellitaires. Avec le satellite Geosat (orbite à 17 jours), l'onde principale lunaire M2, de période 12.42 h, est aliasée à 317 jours, donc difficilement séparable du signal saisonnier. L'orbite de T/P, à 10 jours, a été choisie de façon à isoler au mieux dans le spectre le signal aliasé de marée par rapport aux autres signaux océaniques. Ainsi, les périodes apparentes des ondes principales lunaire (M2) et solaire (S2) sont respectivement 62 et 59 jours. Mais il demeure d'autres ondes telles que la composante déclinationnelle K1 (due à l'inclinaison des orbites apparentes de la lune et du soleil par rapport à l'équateur terrestre) dont la période aliasée est 173 jours. Avec ERS1 (orbite à 35 jours), cette composante K1 est aliasée à 365 jours, mais, de plus, la composante solaire S2 est figée dans le signal moyen, du fait de l'héliosynchronisme de ce satellite. On rappelle dans le tableau 1 les périodes d'aliasing des huits principales composantes de la marée océanique, pour les trois missions satellitaires altimétriques les plus récentes: Geosat, ERS1, et TOPEX / POSEIDON.

Cette nécessité d'une prédiction précise des marées à l'échelle mondiale ont donc donné une impulsion nouvelle aux études de la marée océanique et sa modélisation.

La modélisation numérique des marées océaniques est basée sur les équations des ondes longues incluant les forces lunisolaires génératrices gravitationnelles. Ebauchée par Laplace dès 1775, elles ont été complétées, dans la perspective de leur intégration numérique, par l'introduction de processus dissipatifs, et des effets de la marée terrestre, de la déformation de la croûte terrestre sous le poids de la marée océanique (effet de charge), et des perturbations du potentiel de gravité sous l'effet du déplacement des masses d'eau océaniques sous l'action de la marée (effet d'auto-attraction). Les modèles numériques développés dans les années 70 ont permis de mieux appréhender la distribution spatiale des principales ondes constituant le spectre de la marée océanique. Mais la précision de ces solutions était limitée par la résolution spatiale insuffisante des modèles sur les plateaux continentaux où l'énergie est dissipée. Le meilleur modèle de marée produit au début des années 80, par Schwiderski

[1980], et utilisé pendant plus de dix ans comme standard pour toutes les applications géophysiques, avait un maillage régulier de 1° x 1°, mais il compensait ses défauts de résolution en contraignant ses solutions à vérifier toutes les valeurs disponibles issues d'observations réalisées à l'époque, principalement le long des côtes. Avec ce modèle, il était possible de prédire la marée de façon très précise (quelques centimètres) dans le voisinage des zones où des données d'observation avaient été utilisées pour forcer ces solutions. Mais des observations ultérieures, réalisées dans des zones jusqu'alors non explorées, ont montré que ce modèle pouvait conduire à des erreurs de plusieurs dizaines de centimètres en certains endroits de l'océan. Ce modèle ne pouvait donc pas satisfaire aux exigences de précision de certaines applications géophysiques, en particulier l'altimétrie satellitaire.

Des tentatives ont été faites au cours des années 1980 pour palier ce défaut de résolution. C'est ainsi que Krohn [1984] a tenté d'utiliser un maillage gigogne, avec des mailles de 4° dans l'océan profond, de 2° sur les plateaux continentaux, et de 0.5° dans les mers littorales. Une autre approche a été testée par Le Provost et al. [1981], basée sur une formulation variationnelle du problème conservant les caractéristiques fortement non linéaires de la dissipation, et utilisant la méthode des éléments finis pour intégrer numériquement les équations du problème dans un domaine réel. Ce modèle, après avoir été appliqué avec succès sur un bassin littoral, la Manche, a été étendu à l'océan mondial par Le Provost et Vincent [1986], puis testé sur une portion de bassin océanique, le Nord-Est Atlantique, par Vincent et Le Provost [1988], et finalement généralisé à l'océan mondial par Lyard [1992], Genco [1993] et Canceil [1993]. L'une des innovations de ce modèle vient de la flexibilité de la méthode des éléments finis pour adapter le maillage au profil complexe des côtes, des îles, et des singularités topographiques. Il a été ainsi possible d'adapter d'une façon systématique le maillage à la bathymétrie des fonds marins: de l'ordre de 200 km en plein océan, la taille des mailles de calcul est réduite à 10 km le long des côtes. La couverture du modèle est globale, incluant toutes les mers littorales, ainsi que, pour la première fois dans un modèle global, les zones recouvertes par la banquise permanente des mers de Weddel, de Ross et Emery (cf figure 1, montrant la grille de calcul à l'échelle mondiale). La prise en compte de ces zones est importantes car elles contribuent de façon significative dans le bilan de dissipation de l'énergie [Genco et al., 1994]. La Méditerrannée a par ailleurs été traitée séparément en imposant le signal observé in situ dans le détroit de Gibraltar (Canceil, 1993). Cette discrétisation de l'océan mondial conduit à la résolution d'un problème de l'ordre de 500.000 inconnues, du même ordre de grandeur que les modèles antérieurs à mailles régulières de l'ordre de 1°, mais distribués ici de façon judicieuse aux endroits du domaine d'intégration où la physique exige une plus grande densité de points de calcul. Avec ce modèle, il est possible de calculer toutes les ondes significatives du spectre de la marée sans aucune donnée d'observation autre que la bathymétrie, puisque son forçage est dérivé du potentiel astronomique et des effets secondaires de la marée terrestre et océanique évoqués plus haut, et que le puits majeur de dissipation, à savoir le frottement de fond, est paramétrisé correctement suivant une formulation non linéaire, comme indiqué plus haut, et simulé avec précision grâce à la résolution utilisée. Actuellement, cependant, l'intégration du problème est effectuée par bassins séparés, afin
<figure><img src="image_211.png" /><figcaption>**Figure 1:** Grille de calcul en éléments finis construite pour le calcul des marées à l'aide du modèle mis en oeuvre par *Lyard* [1992] pour l'océan Indien, *Genco* [1993] pour l'Atlantique, *Canceil* [1993] pour la Méditerrannée et le Pacifique, et *Lyard* [1995] pour l'Arctique.</figcaption></figure>

<table><caption>Tableau 1. Périodes d'aliasing des huits principales composantes de la marée océanique, pour les trois missions satellitaires altimétriques les plus récentes: Geosat, ERS1, et TOPEX / POSEIDON.</caption><thead><tr><th rowspan="2">Composantes de marée</th><th rowspan="2">période de marée<br>(heures)</th><th colspan="3">période aliasée<br>(jours)</th></tr><tr><th>Geosat<br>(17 days)</th><th>ERS1<br>(35 days)</th><th>TOPEX/<br>POSEIDON<br>(10 days)</th></tr></thead><tbody><tr><td>M2</td><td>12.42</td><td>317</td><td>95</td><td>62</td></tr><tr><td>S2</td><td>12.00</td><td>169</td><td>∞</td><td>59</td></tr><tr><td>N2</td><td>12.67</td><td>52</td><td>97</td><td>50</td></tr><tr><td>K2</td><td>11.97</td><td>88</td><td>183</td><td>87</td></tr><tr><td>K1</td><td>23.93</td><td>176</td><td>365</td><td>173</td></tr><tr><td>O1</td><td>25.82</td><td>113</td><td>75</td><td>46</td></tr><tr><td>P1</td><td>24.07</td><td>4466</td><td>365</td><td>89</td></tr><tr><td>Q1</td><td>26.87</td><td>74</td><td>133</td><td>69</td></tr></tbody></table>

de permettre la réalisation des calculs sur un seul processeur de type CRAY2. L'océan mondial est ainsi divisé en bassins: Atlantique Nord, Atlantique Sud, Océan Indien, Pacifique Nord, Pacifique Sud, Océan Arctique. Ce mode d'utilisation du modèle nécessite la prescription de conditions aux limites (la dénivel- lation de la surface libre) le long des frontières séparant les bassins. Ces conditions aux limites sont définies à l'aide d'une méthode d'optimisation minimisant la distance des solutions calculées à un jeu de données distribué sur le domaine d'intégration [*Lyard* et *Genco*, 1994].

Un atlas incluant 13 composantes a ainsi été déterminé, donnant pour chaque onde la distribution spatiale de son

amplitude et de sa phase par rapport au passage de "l'astre perturbateur" associé au méridien de Greenwich. Ces solutions sont accessibles sur le site ftp anonyme "meolipc.img.fr, pub/CDROM". A titre d'exemple, les solutions de l'onde principale lunaire semidiurne M2 et de l'onde déclinationnelle K1 sont reproduites sur la figure 2 (extraite de *Le Provost et al.*, [1994]). A titre d'illustration du degré de résolution locale de cet atlas, un zoom de cette solution M2 sur le plateau des Kerguelen est présenté en figure 3 (extraite de *Le Provost et Lyard*, [1993]).

A l'aide de cet atlas, il est ainsi possible de calculer la position de la surface libre de la mer par rapport au géoïde en réponse aux effets de la marée, en tout point de l'espace et à tout instant dès
<figure><img src="image_212.png" /><figcaption>Figure 2. Cartes cotidaires de la composante lunaire principale semi-diurne M2 et de la composante déclinationnelle diurne K1, calculées par *Le Provost et al.*, [1994]. Les réseaux d'égales amplitudes sont gradués en cm pour M2 et mm pour K1. Les réseaux d'égales phases sont tracés avec un intervalle de 30°, avec comme référence l'instant de passage de l'astre M2 au méridien de Greenwich. Les isophases 0° sont tracés en trait plus épais.</figcaption></figure>

lors que nous connaissons, grâce à l'astronomie, les positions de
la lune et du soleil par rapport à la terre à cet instant. La précision
de ces prédictions peut être estimée à priori à partir de la
précision de chacune des ondes étudiées. Cette évaluation est
faite en comparant ces solutions à une base de données résultant
d'observations in situ en 103 sites uniformément répartis à la
surface des océans, base conventionnellement adoptée comme
un standard par le groupe international de travail T/P sur les

marées [*Le Provost*, 1994]. Le tableau 2 présente une synthèse de ces comparaisons, pour les quatres composantes majeures du spectre de la marée océanique: M2 et S2 pour le groupe des semi-diurnes, et K1 et O1 pour le groupe des diurnes. Cette comparaison montre que les solutions obtenues à l'aide de ce nouveau modèle sont globalement meilleures que celles produites antérieurement par *Schwiderski* [1980]. L'écart quadratique moyen (RMS) entre la solution calculée et la nature